Петрография и геологическое строение Кингашского массива и Канского блока

Размещено на http://www.allbest.ru/

Введение

геологический строение канский блок

Ультрамафитовые массивы Канского блока Восточного Саяна локализованы, преимущественно в Идарском зеленокаменном поясе и по формационной принадлежности разделяются на две группы: магматические (кингашский комплекс) и реститовые (идарский комплекс). Магматические ультрамафиты слагают гипабиссальные и субвулканические тела, которые представлены породами дунит вер лит пикритовой ассоциации, отличительной особенностью которых является наличие кумулятивных структур. Непрерывные вариации химического состава магматических ультрамафитов свидетельствуют о последовательной магматической дифференциации исходного пикритового расплава, осуществляв шейся в промежуточных глубинных очагах и последующем внедрении производных расплавов на место их кристаллизации.

С увеличением степени дифференциации магматического расплава происходит пропорциональное накопление всех редкоземельных и ряда других несовместимых элементов. Рестито вые ультрамафиты наблюдаются в виде будинированных тел, сложенных породами дунит гарцбургито вой ассоциации с характерными метаморфическими гранобластовыми структурами. Они отличаются более однородным химическим составом и близки к таковым в офиолитовых комплексах, которые представляют интенсивно деплетированные мантийные образования, перемещенные в верхние этажи литосферы вдоль глубинных надвигов. Реститовые ультрамафиты отличаются от магматических существенно меньшей концентрацией ряда редких и редкоземельных элементов.

Геологическое строение Канского блока

Докембрийские блоки и террейны Восточного Саяна, непосредственно примыкающие к окраине Сибирского кратона, в современной структуре об разуют сравнительно протяженный аккреционно коллизионный пояс. Он включает ранне- и позднепротерозойские островодужные и океанические комплексы Канского и Арзыбейского блоков, а так же неопротерозойские метатерригенно-карбонатные толщи Дербинского микроконтинента, накопление которых связано с обстановкой пассивной континентальной окраины [5, 6].

Канский блок, ограниченный зонами разломов, занимает пограничное положение между юго-западной окраиной Сибирского кратона и структурами складчатого обрамления (рис.1). Такое положение Канского блока в региональной структуре обусловливает сложное блоково-чешуйчато-надвиговое строение и интенсивную тектонизированность амфиболито гнейсовых толщ. Для них характерны минеральные ассоциации эпидот амфиболитовой и амфиболитовой фаций. Максимальные значения давления для гранатсо держащих амфиболитов составляет 7.7-8.5кбар, что согласуется с находками дистена и указывает на проявление метаморфизма повышенных давлений, а температурный диапазон оценивается от 600 до 700°С [7, 8]. В породах фиксируется неоднократное проявление метаморфизма и дислокаций. По данным 40Ar/39Ar изотопных исследований метаморфические толщи только в венде и кембрии претерпели трехкратное тектонотермальное преобразование [9].

Рис. 1. Схема геологического строения Канского блока. 1 - палеозойские комплексы Центрально-Азиатского складчатого пояса; 2-5 - стратифицированные комплексы докембрия: 2-3 - неопротерозойские (2 - метавулканогенные); 3 - метавулканогенно-осадочные; 4 - палеомезопротерозойские метаосадочно-вулканогенные; 5 - палеопротерозойские метаосадочно-вулканогенные. Интрузивные комплексы: 6, 7 - раннепалеозойские (6 - гранитный, 7 - габбровый); 8 - вендский трондьемитовый; 9-11 - неопротерозойские (9 - тоналит_трондьемитовый, 10 - гранитный и метагаббровый); 12 - палео-мезопротерозойские (?) ультрамафитовый. 13 - геологические границы (а - разломы, б - прочие границы). 14 - прямоугольником обозначен контур схемы, показанный на рис. 2. Террейны Канского блока (цифры в кружках): 1 - Центральный, 2 - Идарский, 3 - Шумихинско-Кирельский. На врезке положение Канского блока в структурах юго-западного обрамления Сибирской платформы. Выступы кристаллического фундамента платформы: 1 - Ангаро-Канский, 2 - Присаянский. Докембрийские структуры складчатого обрамления: 3 - Канский, 4 - Арзыбейский, 5 - Дербинский блоки. Разломы (цифры в кружках): 1 - Главный разлом Восточного Саяна, 2 - Канско_Агульский.

В структуре Канского блока выделено три террейна - Центральный, Идарский и Шумихинско-Кирельский, различающиеся составом и возрастом слагающих их породных ассоциаций и имеющих тектонические границы (рис.1). Центральный террейн, сложен палеопротерозойским структурно вещественным комплексом и является древним “ядром” рассматриваемого блока. В нижней части разреза доминируют метавулканиты толеит базальтовой и известково-щелочной ассоциаций, а в верхней - метаосадочные отложения. Ортогнейсы (метадациты) с возрастом ~2.3 млрд. лет характеризуются положительными ?Nd (1.8…3.0) и T(DM) - 2.4-2.5 млрд. лет. Близкие значения модельного возраста - 2.3-2.6 млрд. лет установлены и для метаграувакк. Метавулканогенно терригенные отложения по характерным геохимическим пара метрам сопоставимы с магматическими ассоциациями и граувакками субдукционных обстановок. Стратифицированный комплекс интрудирован поздневендскими (555 ± 5 млн. лет) трондьемитами Верхнеканского массива и вмещает ряд тел ультра мафитового состава [8, 10].

Идарский террейн отделен от Центрального надвиговой зоной. Нижняя толща стратифицированного комплекса сложена метапородами пикрит (коматиит) толеитовой серии по геохимическим признакам сопоставимыми с океаническими вулканитами и содержит многочисленные ультрамафитовые массивы, инъецированные жильными телами плагиогранитов. Разрез наращивается в юго-восточном направлении толщей гранатсодержащих биотитовых и амфиболовых парагнейсов (метаграувакк), которые по редкоэлементному составу близки к терригенным осадкам островных дуг [10]. Парагнейсы характеризуются широким диапазоном Nd модельного возраста от 1.9 до 2.5 млрд. лет для нижней толщи (Кингашский рудный район) и от 1.3 до 2.2 млрд. лет для верхней метаграувакковой толщи (бассейн р. Кунгус). Это указывает на разновозрастность источников сноса терригенного материала и определяет нижнюю возрастную границу осадконакопления соответственно в 1.9 и 1.3 млрд. лет для нижнего и верхнего уровней разреза [11]. Метаосадочно вулканогенные толщи и ассоциирующие ультрамафиты и плагиогранитоиды Канского и Идарского террейна рассматриваются как комплексы древних зеленокаменных поясов (ЗКП), представляющие собой палеопротерозойскую ювенильную кору, сформированную в субдукционной обстановке [1,8,10]. Обоснованием для выделения ЗКП послужили как геологические данные - существенное развитие в разрезах метабазальтов, стратифицированных тел ультрамафитов, интрузий габброидов и плагиогранитов, наличие характерного для ЗКП оруденения (Ni, Cu, Pt, Au, и др.), так и результаты петрологогеохимических исследований амфиболито- гнейсовых толщ, позволившие установить их первичную осадочно-вулканогенную природу.

Шумихинско-Кирельский террейн образован островодужными комплексами мезо-неопротерозойского возраста [12, 11]. В террейне установлено две неопротерозойские породные ассоциации: (1) известково щелочных метавулканитов ряда базальт-андезит-дацит с комагматитами средне кислых вулканитов - тоналитами Шумихинской интрузии (U Pb возраст циркона 686 ± 32 млн. лет) и (2) толеитовых высокотитанистых метабазальтов и низкокалиевых меатадацит-риодацитов, последние аналогичны по составу океаническим плагиогранитам. Породы первой ассоциации сопоставимы с вулканитами энсиматических островных дуг, а второй - задуговых бассейнов. Минеральные ассоциации метамагматических пород - гнейсов и амфиболитов соответствуют условиям эпидот амфиболитовой и амфиболитовой фации.

Аккреция террейнов Канского блока и причленение его к окраине Сибирского кратона произошла в венде, что привело к латеральному наращиванию его континентальной коры [5, 11].

Особенности геологического строения Кингашского массива

В процессе крупномасштабных поисково-оценочных и разведочных работ, главным образом по результатам бурения, с разной степенью детальности были изучены Кингашский, Верхнекингашский, Куевский, Прямокуевский, Среднекуевский, Кускунакский и другие массивы. В итоге были получены сведения по их строению и составу, генетической природе и особенностях минерагении. Все эти массивы располагаются в пределах Идарского террейна - фрагмента одноименного ЗКП, в верховьях рек Кингаш, Б. Кузье, Куе, Игиль, в осевой части хребта Идарское Белогорье (рис. 2). Рассмотрим геологическое положение и внутреннее строение наиболее типичного массива - Кингашского (кингашский комплекс).

Кингашский мафит ультрамафитовый массив отличается довольно сложным внутренним строением. Несмотря на пристальное к нему внимание, многие аспекты его внутреннего строения и происхождения остаются дискуссионными.

Одни исследователи относят его к расслоенным интрузиям [3], другие считают его субвулканическим телом базальт-коматиитовой формации [1, 4, 10, 12, 13], третьи рассматривают его в качестве фрагмента кингашского базальт-коматиитового вулканического комплекса [2, 14].

Кингашский массив в плане картируется в виде крупной линзы (3 ? 0.7 км), вытянутой в северо-западном направлении (рис. 2) и имеет согласное залегание со структурой пород обрамления.

Рис. 2. Схема размещения ультрамафитовых массивов на территории Кингашского рудного района Канского блока. 1 - ультрамафитовые массивы; 2 - участки детального исследования ультрамафитов (цифры в кружках): 1) Кингашский, 2) Верхнекингашский, 3) Куевский 4) Прямокуевский, 5) Дедовский, 6) Большекузьинский, 7) Среднекуевский, 8) Горелокуевский, 9) Кусканакский; 3 - скважины.

Контакты его с вмещающей толщей тектонические. Вмещающей для массива является толща биотитовых парагнейсов и кварцево-слюдистых сланцев с прослоями мраморов, включающая стратифицированные горизонты амфиболитов, серпентинитов, тальк-серпентин-амфиболовых и тальк-клинопироксен-амфиболовых пород [10].

Массив сложен ультрамафитами и габброидами, со значительным преобладанием первых. Ультрамафиты обнажаются в его северной части, а в южной они перекрываются габброидами. Такое двучленное строение массива, по мнению учёных, не отражает его контрастную расслоенность, а сформировалось в результате двухфазного внедрения магматических расплавов: в начале - ультраосновного, а затем - основного, разорванных во времени. При этом клинопироксениты, наблюдаемые на контакте ультрамафитов и габброидов, вероятно, являются реакционными образованиями [4, 18]. Габброиды обычно представлены однородными по составу метагаббро, в которых исходные минералы практически полностью замещены вторичными. Среди метагаббро встречаются мелкие жильные тела амфиболитов (метабазитов) и гранитоидов. В нижних горизонтах габброидов, в зоне перехода к ультрамафитам, развиты габбро-пироксениты, иногда измененные с образованием метасоматитов флогопит-тремолитового состава. Ультрамафиты представлены, главным об разом, серпентинизированными дунитами и серпентинитами лизардитового, либо антигорит лизардитового состава, реже верлитами и пикритами [4].

В ультрамафитах обычно отчетливо проявляется кумулятивная структура, при этом кумулусная фаза представлена зернами оливина, часто замещенными псевдоморфозами лизардита. Интеркумулусная фаза сложена клино пироксеном, рудными минералами, реже флогопитом, вторичные минералы в интерстициях представлены тремолитом, хлоритом, антигоритом, бруситом, количественные соотношения между которыми могут значительно варьировать. Обычно в каждой породе в интерстициях (нередко в пределах одной интерстиции) наблюдается два и более минералов. Количественная роль интерсти ций также не однозначна, они обычно составляют 15-25%, иногда их количество возрастает до 40-50% и редко опускается ниже 10-15%. Ультрамафиты, в которых содержание интерстиций составляет более 50%, обычно выполненные тремолитом, отнесены к оливиновым пикритам. Следовательно, существуют постепенные переходы от дунитов к пикритам. В верлитах содержание клинопироксена составляет более 10%, они через пироксеновые дуниты переходят в дуниты. Соответственно отмечаются постепенные переходы от верлитов к оливин пироксеновым пикритам. Анализ петрографических разрезов в этих и других изученных скважинах не позволил выявить какой-либо закономерности в распределении выделенных разновидностей пород в ультрамафитовом теле.

Отмечается многократное повторение дунитов, верлитов, пикритов и их серпентинизированных разностей [18], причем серпентинизация наиболее интенсивно проявлена в тектонически ослабленных зонах. Такое внутреннее строение ультрамафитового тела, вероятно, обусловлено последовательным порционным внедрением расплавов, неоднородных по составу, которые, в свою очередь, формировались в процессе магматической дифференциации исходного высокомагнезиального пикритового расплава в глубинных промежуточных магматических очагах.

Важной особенностью практически всех ультрамафитов является их обогащенность сульфидной вкрапленностью. Первичные, неизмененные породы постоянно содержат сульфидную вкрапленность, при этом она наиболее характерна для дунитов с повышенной количественной ролью интерстиций. Последние выполнены преимущественно рудными минералами (пентландит, пирротин, халькопирит и др.) при ограниченном содержании силикатов. Сливные и густовкрапленные руды с брекчиевидной текстурой встречаются только среди серпентинитов антигоритового и лизардит-антигоритового состава, которые образовались в результате более поздней наложенной серпентинизации в тектонически ослабленных зонах, чему способствовало дробление и брекчирование пород. Все это приводило к перераспределению и накоплению рудных компонентов.

Среди ультрамафитов в разрезах отмечены многочисленные дайкообразные тела амфиболизированных метабазитов и плагиогранитов, жилы пегматоидных кварц-полевошпатовых и кварцевых пород, а также зоны и обособления разнообразных по составу апоультрамафитовых метасоматитов: хлорит-тремолитовых, флогопит-тремолитовых, флогопит-антигоритовых и др. Дайки базитов пересекают все разновидности ультрамафитов и габброидов, а сами секутся жилами плагиогранитов, кварц полевошпатовых и кварцевых пород.

Петрографическая характеристика ультрамафитов

Ультрамафиты кингашского комплекса

Представлены гипабиссальными и субвулканическими породами дунит верлит пикритовой ассоциации, включающей дуниты, верлиты, серпентиниты и метапикриты.

Таблица 1. Химический состав оливина из магматических ультрамафитах Кингашского массива (кингашский комплекс) (мас. %)

Примечание: Породы: Д - дуниты, П Д - пироксеновые дуниты, В - верлиты (I - клинопироксен в интерстициях, II - кумулусный клинопироксен), Пк - оливин тремолитовые метапикриты. Fa - содержание фаялитовой молекулы [Fа = Fe/(Fe + Mg) ? 100].

Дуниты. Для них устанавливается отчетливо выраженная кумулятивная структура, иногда встречается порфировидная и пойкилитовая, текстура обычно однородная. Породы сложены, главным образом, оливином (75-85%), в интерстициях отмечаются клинопироксен (до 5%), флогопит (до 5%), хромшпинелид, рудные минералы (до 10%) (пентландит, пирротин, халькопирит и др.) и вторичные минералы (тремолит, хлорит, брусит). Оливин представляет кумулусную фазу, он образует округлые, реже гипидиоморфные зерна размером преимущественно 1-1.5 мм, имеющим однородное погасание. Оливин по химическому составу соответствует хризолиту (Fa = 12.9-16.3%) (табл. 1). Интерстиции выполнены, главным образом, тремолит-хлоритовыми агрегатами и рудными минералами, реже встречается клинопироксен. Сливные агрегаты рудных минералов имеют неправильную форму и подчеркивают кумулятивную структуру.

Хромшпинелиды, просвечивающие буроватым цветом, отмечаются как в интерстициях, так и внутри зерен оливина. По своему химическому составу они соответствуют хромпикотитам и хроммагнетитам.

Верлиты по структурно минералогическим особенностям подразделяются на две генерации: раннюю и позднюю, в первых из них (верлиты-I) клинопироксен является минералом интеркумулусной фазы, а во вторых (верлиты-II) он наряду с оливином наблюдается в качестве кумулусного минерала. Для обеих верлитов характерна кумулятивная структура, часто пойкилитовая. Они сложены оливином (15-65%), клинопироксеном (10-65%), рудные минералы (до 10%), из вторичных минералов характерны тремолит (5-30%) и хлорит (5-25%). Отмечаются лизардит, антигорит, иддингсит, роговая обманка, флогопит, брусит и кальцит. Кумулятивные зерна оливина, размером 1-2 мм, имеют округлую форму и однородное погасание. Оливины в верлитах ранней генерации соответствуют хризолиту (Fa = 16.4%) и по своему химическому составу близки оливину в дунитах. Состав оливина в верлитах поздней генерации более железистый (Fa = 22.4%) (табл. 1). Клинопироксен в выделенных генерациях представлен различными модификациями. В ранних верлитах-I он образует ойко-кристаллы, которые заполняют промежутки между зернами хадакристаллами оливина и, нередко, включают их с образованием пойкилитовой структуры. В поздних верлитах- II клинопироксен совместно с оливином наблюдается в виде хадакристаллов, представляющих кумулусную фазу. В этом случае он образует субизометричные и таблитчатые зерна размером от 0.5 до 4.0 мм, которые менее идиоморфны чем кумулятивные зерна оливина, что, свидетельствует об их более позднем образовании. По химическому составу интеркумулусный пироксен соответствует клиногиперстену, а кумулятивный - диопсиду с переменной железистостью. Иногда в верлитах поздней генерации в качестве минерала интеркумулусной фазы присутствуют ксеноморфные индивиды бурой роговой обманки с заметным плеохроизмом. Главной составной частью минералов в интерстициях являются вторичные тонко- и мелкозернистые агрегаты тремолита с размерами зерен 0.2-0.3 мм, редко до 1.5 мм. Зерна рудных минералов часто образуют агрегативные сростки размером 1-2 мм, которые заполняют интерстиции обычно в ассоциации с тремолитом и хлоритом. Среди рудных минералов отмечаются шпинелиды, которые выделяются бурой, либо зеленовато бурой окраской.

В серпентинитах кингашского комплекса обычно хорошо определяется природа исходных пород по наличию сохранившихся первичных кумулятивных структур. Текстура их однородная, иногда полосчатая, сланцеватая, директивная. В зависимости от исходной породы они подразделяются на аподунитовые и аповерлитовые разности. Среди серпентинитов выделяются лизардитовые, антигорит-лизардитовые и антигоритовые разности с широкими вариациями минералогического состава: оливин (до 5%), лизардит (10-85%), антигорит (10-90%), клинопироксен (до 25%), тремолит (10-25%), хлорит (до 25%), рудные минералы (до 25%). Отмечаются флогопит, брусит, карбонаты, роль которых иногда существенно возрастает (до 15%). В интенсивно перекристаллизованных антигоритовых серпентинитах кумулятивная микроструктура часто оказывается уничтоженной. Сохранившиеся интерстиции между псевдоморфозами серпентина по оливину сложены, главным образом, вторичными минералами: тремолитом и хлоритом, реже антигоритом, бруситом и карбонатами. Рудные минералы встречаются как в интерстициях, так и наблюдаются в виде мелкой вкрапленности, тонких жилок или агрегативных скоплений, насыщающих серпентиниты.

Метапикриты в зависимости от характера порфировых вкрапленников подразделяются на оливиновые, оливин-пироксеновые, пироксен-роговообманковые и роговообманковые разновидности. Они постоянно обнаруживают бластопорфировую структуру, их основная масса нематобластовая, иногда лепидонематобластовая, вследствие ее интенсивного замещения вторичными минералами. В некоторых разностях, обогащенных порфировыми вкрапленниками, отчетливо устанавливается кумулятивная структура. Текстура метапикритов однородная, иногда сланцеватая и полосчатая. Для метапикритов устанавливается следующий минералогический состав: оливин (10-50%), клинопироксен (10-50%); роговая обманка (до 25%), рудные минералы (до 10%), из вторичных минералов характерны тремолит (15-90%), хлорит (до 30%), карбонаты (до 15%). Отмечаются флогопит, брусит, сфен и рутил.

Оливин образует порфировые вкрапленники размером 1-3 мм. По химическому составу оливин в оливиновых метапикритах соответствует хризолиту (Fa = 21.3%) и сопоставим с оливином в верлитах поздней генерации (табл. 1). Довольно часто оливин псевдоморфно замещается лизардитом и антигоритом, иногда по оливину развивается иддингсит.

Клинопироксен наблюдается как во вкрапленниках, так и основной массе с размером зерен от 0.5 до 4.0 мм, (преимущественно 1-2 мм). В зернах клинопироксена иногда встречаются мелкие пойкилитовые включения оливина. Клинопироксен в метапикритах имеет неоднородный состав, в одних породах он представлен клиногиперстеном, а в других - диопсидом.

Роговая обманка представлена бесцветными зернами либо с зеленоватыми оттенками размером до 2 мм. В них часто проявляется зональное строение, обусловленное наличием узкой внешней каймы, которая отличается от центральной основной части зерна более яркой интерференционной окраской и по углу погасания. Такое зональное строение может быть обусловлено реакционным взаимодействием ранее образовавшихся зерен роговой обманки с остаточными расплавами. Реакционное зональное строение часто устанавливается в порфировых вкрапленниках клинопироксена в гипабиссальных и эффузивных основных породах. В некоторых разностях метапикритов в интерстициях зерен клинопироксена встречаются ксеноморфные индивиды светло-бурой роговой обманки, размер которых достигает 2 мм, в которых отмечаются пойкилитовые включения клинопироксена.

Основная масса минералов в интерстициях представлена, главным образом, вторичными минералами: тремолитом и хлоритом, а также рудными минералами, среди которых отмечаются мелкие зерна шпинелидов, по составу отвечающим хроммагнетитам или хромпикотитам. Иногда в интерстициях отмечаются флогопит, брусит и кальцит.[18]

Генетическая модель месторождения

Исследователями предлагались несколько моделей формирования массива: дифференцированная интрузия, вулканогенное его происхождение, субвулканическое тело. Рассматривалось также полихронное становление массива в течение трёх этапов.

Термобарометрические расчёты, полученные в ходе исследования, показывают на различия условий кристаллизации ультраосновных пород и габброидов. Расчётная равновесная температура кристаллизации оливинов и хромшпинелидов в дунитах массива определена в пределах 1260 - 1142 oС, в верлитах - 1074 -1062 oС. Равновесная температура образования оливинов и пироксенов в оливиновых клинопироксенитах варьирует от 908 до 1047 oС. Давление, вычисленное при помощи геобарометра с использованием температур, рассчитанных по клинопироксеновым термометрам Л.Л. Перчука и R.R. Loucks, показало, что формирование верлитов происходило при давлениях 13 - 15 кбар, оливиновых клинопироксенитов - 11- 14 кбар, габбро - 8 кбар. Параметры P-T условий кристаллизации пород массива превышают таковые эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма, зафиксированной как в породах массива, так и во вмещающих его породах.

Результаты изотопного исследования по валовым составам ультраосновных пород и ассоциирующего с ними габбро (данные О.М. Глазунова), позволили построить Sm-Nd изохрону, наклон которой соответствует возрасту 1387±40 млн лет (MSWD = 0,33, NdI = 0,511005 ± 0,000050). Наклон изохроны габбро-амфиболитов Кингашского массива отвечает возрасту 797 млн лет (NdI= 0,511609). Высокие отношения 87Sr/86Sr (0,706013 - 0,707531) и низкие значения ?Nd (2,6 - 3,2) пород соответствуют мантийному компоненту EM-II, формирующемуся при крутопадающей субдукции, а его изотопные отношения объясняются субдуцированием в мантию терригенных осадков, насыщенных водой, обеспечивающей более низкие степени плавления исходного субстрата.

Таким образом, полученные данные указывают на магматический генезис массива, осложнённый метаморфизмом. Дуниты, верлиты, клинопироксениты и габбро формировались в результате дифференциации родоначальной магмы феррипикритового состава. Часть габброидов внедрилась с разрывом во времени.

На магматической стадии из ультраосновного расплава в температурном интервале 1400-1000 °С кристаллизуются хромшпинелиды, оливины, клинопироксены. В поздних дифференциатах накапливаются Mn-содержащие ильмениты. Выделение высокомагнезиальных роговых обманок (эденита и паргасита) завершает магматическую стадию. Магнетиты поздних генераций образуются при взаимодействии водного флюида с сульфидной жидкостью.

Одновременно с кристаллизацией основных породообразующих силикатов в магматическую стадию происходит сегрегация высокотемпературных Fe-Ni сульфидов (пирротина и пентландита), которые в виде сфероидальных расслоенных сульфидных капель обнаружены в силикатной матрице. Этому процессу способствует присутствие в расплаве S, P и летучих компонентов (F, H2O, Cl, B). Сульфидная жидкость, заполняя интерстиции между ранее образованными кристаллами силикатных минералов, формирует ранние вкрапленные пентландит-пирротиновые руды в температурном интервале 1000-600 °С. Концентрация сульфидных капель в придонной части массива при участии механизма ликвации и под действием силы гравитации приводит к появлению густо вкрапленных богатых руд. Брекчиево-жильные пентландит- халькопирит-кубанит-пирротиновые руды, обогащённые ЭПГ формировались в эпимагматический этап, когда сульфидная жидкость интрудировала в ослабленные зоны. Массивные руды кристаллизовались совместно с ферропаргаситами.

«Платиноидные горизонты» Кингашского массива являются поздними дифференциатами расплава, что подтверждается высокими содержаниями в них РЗЭ. Срастание апатитов с сульфидами указывает на одновременную их кристаллизацию. Присутствие ильменита с высокими концентрациями Mn в этих горизонтах подтверждает относительно низкотемпературные условия их формирования на заключительных этапах магматического процесса. Наличие в этих горизонтах большого количества водосодержащих минералов, таких как роговые обманки и апатиты, указывает на присутствие в остаточном расплаве флюидных компонентов (Cl, F, P), которые по экспериментальным данным способствуют отложению ЭПГ. Существует точка зрения о пневматолитовом генезисе минералов платиновых групп в сульфидных медно-никелевых рудах. [17]

Заключение

По данным собранных статей, Кингашский рудный район имеет несколько массивов ультрамафитов. Делятся они на два генетических типа: Кингашский - магматический (кумулятивный) и Идарский - реститовый (метаморфический). Так в тему моей дипломной выпускной работы бакалавра входит Кингашский массив, то Идарский массив в данном реферате углубленно не рассматривался. В общем изучил частично геологическое строение и петрографический состав.

Ультрамафиты кингашского комплекса по структурно-минералогическим и петрогеохимическим особенностям отвечают магматическим образованиям пикритовой формации и, очевидно, слагают как гипабиссальные, так и субвулканические тела. Они являются потенциально рудоносными на Cu, Ni и платиноиды. При этом наиболее благоприятными для оруденения являются ранние дифференциаты исходного пикритового расплава, представленные кумулятивными дунитами, подобными тем, что слагают Кингашский массив, который является рудовмещающим для одноименного платиноидно-медно-никелевого месторождения.

Список литературы

1. Ножкин А.Д., Цыпуков М.Ю., Попереков В.А., Сма гин А.Н., Ренжин А.В. Сульфидно никелевое и благороднометалльное оруденение в гранит- зеленокаменной области Восточного Саяна // Отечественная геология. 1995. № 6. С. 11-17.

2. Корнев Т.Я., Еханин А.Г., Романов А.П., Князев В.Н, Шарифулин С.К. Канский зеленокаменный пояс и его металлогения (Восточный Саян). Красноярск: КНИИГиМС. 2003. 134 с.

3. Глазунов О.М., Богнибов В.И., Еханин А.Г. Кингашское платино-медно-никелевое месторождение. Иркутск. 2003. 190 с.

4. Чернышов А.И., Ножкин А.Д., Ступаков С.И., Балыкин П.А., Кузоватов Н.И., Резников И.Г., Третьяков Н.А., Прохорова В.А. Кингашский мафит ультрамафитовый массив: геологическое положение, внутреннее строение, вещественный состав и петроструктурный анализ ультрамафитов (Восточный Саян) // Платина России. Проблемы развития, оценки воспроизводства и комплексного исполь зования минерально сырьевой базы платиновых металлов. Том V. М.: ООО “Геоинформмарк”. 2004. С. 152-175.

5. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Дмитриева Н.В. Формирование и эволюция докембрийской континентальной коры юго-западной части Сибирского кратона // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики. Материалы XLI Тектонического совещания. Москва, ГЕОС. 2008. Т. 2. С. 62-66.

6. Дмитриева Н.В., Туркина О.М., Ножкин А.Д. Геохимические особенности метатерригенных пород Арзыбейского и Дербинского блоков неопротерозойского аккреционного пояса юго-западного обрамления Сибирского кратона: реконструкция источников сноса и условий образования осадков // Литосфера. 2006. № 3. С. 28-44.

7. Владимиров В.Г., Королюк В.Н., Лепезин Г.Г. Особенности метаморфизма пород Канской глыбы (Восточный Саян) // Геология и геофизика. 1984.

№ 3. С. 66-75.

8. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Бибикова Е.В., Пономарчук В.А. Состав, строение и условия формирования метаосадочно-вулканогенных комплексов Канского зеленокаменного пояса (Северо-Западное Присаянье) // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 7. С. 1058-1078.

9. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Пономарчук В.А. Этапы метаморфизма и гранитоидного магматизма в зеленокаменных поясах Восточного Саяна // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Матер. Всерос. науч. конф. Вып. 4. Томск. 2004. С. 264-269.

10. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Бобров В.А., Киреев А.Д.Амфиболит гнейсовые комплексы зеленокаменных поясов Канской глыбы: геохимия, реконструкция протолитов и условий их образования (Восточный Саян) // Геология и геофизика. 1996.Т. 37. № 12. С. 30-41.

11. Туркина О.М., Ножкин А.Д., Баянова Т.Б., Дмитриева Н.В. Изотопные провинции и этапы роста докембрийской коры юго-западной окраины Сибирского кратона и его складчатого обрамления // До кл. РАН. 2007. Т. 413. № 6. С. 810-815.

12. Румянцев М.Ю., Туркина О.М., Ножкин А.Д. Геохимия шумихинского гнейсово-амфиболитового комплекса Канской глыбы (северо-западная часть Восточного Саяна) // Геология и геофизика. 1998. Т. 39, № 8. С. 1103-1115.

13. Румянцев М.Ю., Туркина О.М., Ножкин А.Д., Грачева Т.В., Шевченко Д.О. Новые данные о возрасте Шумихинского палеоостроводужного комплекса (Восточный Саян): позднерифейско-вендское корообразование на юго-западной окраине Сибирской платформы // Геология и геофизика. 2000. Т. 45. № 12. С. 1790-1797.

14. Чернышов А.И., Кузоватов Н.И., Резников И.Г., Третьяков Н.А., Ступаков С.И. Петрографические особенности ультрамафитов Кингашского Cu Ni Pt месторождения (СЗ Восточного Саяна) // Пет рология магматических и метаморфических ком плексов. Матер. Всерос. науч. конф. Вып. 2. Томск.

2001. С. 266-280.

15. Цыпуков М.Ю., Ножкин А.Д., Бобров В.А., Шипицын Ю.Г. Коматиит-базальтовая ассоциация Канского зеленокаменного пояса (Восточный Саян) // Геология и геофизика. 1993. № 8. С. 98-108.

16. Корнев Т.Я., Еханин А.Г. Эталон Кингашского базальт-коматиитового комплекса (Восточный Саян). Новосибирск: СНИИГиМС. 1997. 89 с.

17. Радомская Т.А. Физико-химические условия образования Pt-Cu-Ni месторождений кингашского типа // Третья междунар. конференция «Ультрабазит-базитовые комлплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения». - Качканар, 2009. - С. 138 - 141.

18. Чернышов А.И., Ножкин А.Д., Резников И.Г., Третьяков Н.А., Кузоватов Н.И. Геологическое положение Кингашского мафит-ультрамафитового массива в структурах Восточного Саяна и его внутреннее строение // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 3. Т. II. Томск. 2002. С. 141-150.

Размещено на Allbest.ru