В Канском блоке ареалы ультрамафитов (более 300 тел) сосредоточены в вулканогенно-осадочной метаморфизованной толще Идарского прогиба, не выходя за его пределы. Согласно одной из схем разделения образований, формирующих Канскую глыбу [Ножкин, Смагин, 1988], вмещающими породами для многочисленных ультрамафитов являются гнейсы и амфиболиты двух структурно-вещественных комплексов: верхнеархейского караганского и раннепротерозойского анжинского. По другой схеме Канский блок позиционируется как неопротерозойский террейн Саяно-Енисейского аккреционного пояса [Ножкин и др., 2007]. Согласно этой схеме тектонического районирования структуры Канской глыбы, было выделено три террейна - Центральный, Идарский и Шумихинско-Кирельский, различающиеся составом и возрастом слагающих их породных ассоциаций. Метапороды Идарского и Центрального террейнов характеризуются минеральными ассоциациями амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций с максимальным P – 7,7-8,5 кбар и T° – 600-700 [Ножкин и др., 2001] и образовались в результате метаморфического преобразования на рубеже 600 млн. лет [Ножкин и др., 2007]. Этот отрезок времени соответствует аккреционно-коллизионным событиям, результатом которых была амальгамация докембрийских террейнов и их причленение к окраине Сибирского кратона [Туркина и др., 2007]. Сложное геологическое строение Канского блока приводит к неоднозначной интерпретации его формирования и, как следствие, к различным точкам зрения на происхождение ультрамафитов.
Ультраосновные породы Канского блока по петрохимическим, минералогическим и геохимическим признакам подразделяются на кингашский дунит-верлит-габбровый (кумулятивный) и идарский дунит-гарцбургитовый (реститовый) комплексы. В настоящее время одной из основных задач является выделение из числа ультрамафитов идарского комплекса тел рудоносного кингашского. С этой целью отбирались образцы из массивов кингашского (Кингаш и В. Кингаш) и идарского комплексов (массивы № 38, 40, 51, 54).
По составу большая часть тел идарского комплекса представлена дунитами и гарцбургитами, а также серпентинитами по ним, в меньшей мере пироксенитами. Отличительной особенностью дунитов Идарских массивов от дунитов кингашского типа является отсутствие кумулятивных структур. В таблице 1 приведены средние химические составы пород кингашского и идарского комплексов, предварительно пересчитанные на безводный остаток. Как видно из нормированных данных, дуниты Кингашского массива характеризуются несколько повышенным содержанием Al2O3 (среднее по 42 анализам - 2,3 мас. %) и Na2O (0,2 мас. %), что объясняется присутствием в дунитах магнезиальной роговой обманки эденит-паргаситового ряда. Петрохимически верлиты Кингашского массива близки к верлитам Печенгского района, отличаясь от них пониженными значениями Fe2O3, FeO и TiO2.
На вариационных диаграммах петрогенных элементов к MgO породы Кингашского массива не образуют единого тренда фракционирования, а формируют три поля: в первое попадают ультраосновные породы – дуниты и верлиты, второе образуется за счёт оливиновых клинопироксенитов и клинопироксенитов, а третье включает в себя габбро-амфиболиты. С уменьшением концентрации MgO в породах происходит обогащение Na2O и K2O. Повышенные концентрации К2O в некоторых ультраосновных породах отражают присутствие в них флогопита.
Дуниты В. Кингашского массива по составу петрогенных и рудных элементов практически идентичны дунитам Кингашского массива, что, наряду с петролого-минералогическими данными, подтверждает генетическое родство этих массивов. Композиционные пробелы в трендах составов пород В. Кингашского массива связаны с недостаточным числом данных и неполным разрезом по скважине.
Породы идарского комплекса представлены апогарцбургитовыми серпентинитами и габбро-амфиболитами, для которых характерно присутствие довольно значительных концентраций Cr – до 3300 г/т, Co – до 100 г/т, Ni – до 2200 г/т, Mn – до 0,2 мас. %. Ультраосновные породы идарского типа отличаются от соответствующих пород кингашского типа невысокими содержаниями Al2O3 и TiO2 при одинаковых концентрациях MgO. Концентрации Со и V в ультрамафитах идарского комплекса несколько ниже, чем в таковых кингашского. Важно отметить, что породы идарского комплекса практически не несут медь (Cu 20-28 г/т) или её содержания ниже пределов обнаружения, в то время как в ультраосновных породах кингашского типа концентрации Cu варьируют от 30 до 8200 г/т, а в среднем составляют 1350 г/т. В габбро-амфиболитах идарского комплекса содержания меди выше, чем в ультраосновных породах.
Концентрация серы в ультраосновных породах Кингашского месторождения варьирует от 1,4 до 2,6 мас. %, а в основных – от 0,98-2,2 мас. %, что соответствует среднему содержанию серы в хондритах (2,1 %), принятому в качестве среднего для метеоритного вещества в целом [Гриненко, Гриненко, 1974]. Таким образом, концентраия серы в Кингашских рудах и изотопный состав (-1,4 до +2,0 ‰, по [Глотов и др., 2004]), указывают на магматический её источник с незначительной примесью корового материала.
Ультраосновные породы кингашского типа характеризуются отрицательным наклоном кривых распределения РЗЭ, нормализованных к хондриту (РЗЭN), обусловленным обогащением лёгкими лантаноидами (LREE) (La/Yb)N 2,0-3,0 относительно тяжёлых [Радомская, Глазунов, 2009]. Их объединяет отчётливо выраженный европиевый минимум. Отмечается увеличение РЗЭ от ранних дифференциатов (дунитов) к поздним (верлитам). Аподунитовые серпентиниты В. Кингашского массива имеют аналогичный график распределения РЗЭN и отношение (La/Yb)N = 2,0-2,8, как и дуниты Кингашского массива.
Интересно, что некоторые серпентиниты идарского и кингашского комплексов обнаруживают сходные тренды распределения РЗЭN, что не исключает их комагматичности и генетической общности. Содержания редких элементов, нормализованных к примитивной мантии, обнаруживают незначительное обогащение высокозарядными элементами (Th и U) как в ультраосновных породах кингашского комплекса, так и в аподунитовых серпентинитах идарского комплекса.
Европиевый минимум в ультраосновных породах Кингашского, В. Кингашского массивов, а также в некоторых породах идарского комплекса показывает на обогащение остаточного расплава Eu и вхождение его в плагиоклаз, кристаллизующийся на более позднем этапе.
Таким образом, геохимические особенности распределения петрогенных, рудных РЗЭ и редких элементов в породах и рудах Кингашского и В. Кингашского массивов свидетельствуют о возможном образовании их из единого родоначального расплава.
Сравнение распределения РЗЭN в породах и рудах Кингашского платиноидно-медно-никелевого месторождения с особенностью поведения РЗЭN в гипербазитах идарского комплекса позволяет выделять перспективные объекты на платиноидно-медно-никелевую минерализацию.
Литература:
1. Богатиков О.Д., Косарева Л.В., Шарков Е.В. Средние химические составы магматических горных пород . Справочник. - М.: Недра. – 1987. – 152 с.
2. Глотов А.И., Кривенко А.П., Лавренчук А.В. Геохимия платиновых металлов и физико-химические особенности формирования Кингашского сульфидного платиноидно-медно-никелевого месторождения (Восточный Саян) // Платина России. Сб. науч. трудов. Т. V. - М.: Геоинформмарк.–2004. – С. 195-204.
3. Гриненко В.А., Гриненко Л.Н. Геохимия изотопов серы. - М.: Наука. – 1974.– 274 с.
4. Ножкин А.Д., Смагин А.Н. Новая схема расчленения метаморфических комплексов докембрия Канской глыбы (Восточный Саян) // Геология и геофизика. – 1988. – № 12. – С. 3-12.
5. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Бибикова Е.В., Пономарчук В.А. Состав, строение и условия формирования метаосадочно-вулканогенных комплексов Канского зеленокаменного пояса // Геология и геофизика. – 2001. – Т. 42. – № 7. – С. 1058-1078.
6. Ножкин А.Д., Туркина О.М, Советов Ю.К., Травин А.В. Вендское аккреционно-коллизионное событие на юго-западной окраине Сибирского кратона // ДАН. – 2007. – Т. 415. – № 6. – С.782-787.
7. Радомская Т.А., Глазунов О.М. Редкоэлементный состав пород и руд платиноидно-медно-никелевых месторождений кингашского типа // Геология, поиски и разведка рудн. месторожд. Известия Сибирского отд. секции наук о Земле РАЕН. - Иркутск: Изд-во ИрГТУ. – 2009. – С. 37-42.
8. Туpкина О.М., Ножкин А.Д., Баянова Т.Б., Дмитpиева Н.В. Тpавин А.В. Докембpийcкие теppейны юго-западного обpамления Cибиpcкого кpатона: изотопные пpовинции, этапы фоpмиpования коpы и аккpеционно-коллизионныx cобытий // Геология и геофизика. – 2007. – Т. 48(1). – С. 80-92.
| Файл с полным текстом: | Радомская.doc |