Формационная принадлежность базит-ультрабазитовых массивов нижнедербинского комплекса до сих пор остается предметом споров и дискуссий. Т.Я. Корневым и др. [5] массивы нижнедербинского комплекса определяются как офиолиты позднеархейского интрузивного магматизма, проявившегося в Кузеевском зеленокаменном поясе. А.Э. Изохом и др. [4] породы комплекса считаются производными габбро-монцодиоритового магматизма Алтае-Саянской складчатой области. С.С. Сердком и др. [1] не исключается факт присутствия одновременно позднерифейских ультрабазитов и ордовикских габброидов в составе нижнедербинского комплекса. Для выяснения этого вопроса проведено данное исследование, так как верная типизация комплекса – важный критерий его потенциальной рудоносности. Форма массивов и их структурные особенности не дает ответы на поставленные вопросы, поэтому выводы о формационной принадлежности массивов и их потенциальной рудоносности следует давать на основе детального изучения вещественного состава и внутреннего строения.
Материалы и методы исследования
Объектом исследования являются Бурлакский и Нижнедербинский массивы, расположенные в центральной части нижнедербинского интрузивного комплекса, выделяемого С.С. Сердюком и др. [1] в число потенциально-рудоносных на выявление промышленных запасов меди, никеля и хрома. Нижнедербинский комплекс объединяет базит-ультрабазитовые массивы, прослеживающиеся в виде широтного пояса (около 40 км) в среднем течении реки Дербины, правого притока р. Енисей и приурочены к северо-западной части Дербинского антиклинория, ограничиваясь с севера и юга разрывными нарушениями–производными Беллыкского и УдинскоКолбинского глубинных разломов [2]. При исследовании вещественного состава пород применялись методы петрографического, химического, геохимического и петроструктурного анализов.
Результаты исследования и их обсуждение
Ультрабазиты в Бурлакском и Нижнедербинском массивах представлены: верлитами, вебстеритами, клинопироксенитами, аподунитовыми, апогарбургитовыми и аповерлитовыми серпентинитами. Отличие ультрабазитов Нижнедербинского массива от аналогичных пород Бурлакского массива заключается в присутствии в последних заметных количеств роговой обманки, что выражается в появлении в верхних частях разрезов Нижнедербинского массива собственно роговообманковых пород – горнблендитов. Базиты представлены – габброноритами и габбро. В целом, по химическому составу породы нижнедербинского комплекса разделяются на три группы: ультрабазитовую (дуниты, верлиты), субультрабазитовую (клинопироксениты, вебстериты) и базитовую (габбронориты, габбро) [7]. Основная роль в формировании породных групп массивов принадлежит клинопироксену, в меньшей степени оливину и ортопироксену. Оливин в верлитах представлен субизометричными, либо неправильными ксеноморфными зернами размером 1-1,5 мм, иногда до 3 мм (рис. 1a) неравномерно распределенных в породе. Отмечается значительная серпентинизация оливина, степень которой в отдельных зернах варьирует от 25 до 100 %. Фрагменты реликтовых зерен свежего оливина имеют размеры 0,2-0,4 мм, которые выделяются высоким рельефом и яркой интерференционной окраской (Ng-Np≈0,035).
По химическому составу оливин относится к магнезиальному хризолиту (Fa=Fe/(Fe+Mg)*100 %=15,24 %) и существенно не отличается от оливина Нижнедербинского массива (Faср.= ~16,37 %). Анализы минералов выполнены в ОИГГиМ СО РАН на микроанализаторе Camebax-Micro. Трещинки в зернах оливина выполнены поперечно-волокнистыми жилками лизардита с образованием петельчатой структуры (рис. 1a). Иногда наряду с лизардитом в верлитах Нижнедербенского массива по оливину образуется куммингтонит. Клинопироксен встречается в виде таблитчатых, удлиненных или субизометричных зерен размером 1-3 мм (рис. 1a), иногда до 5-10 мм. Крупные зерна клинопироксена определяют порфировидную структуру породы. В них хорошо выражена призматическая спайность, по отношению к которой угол погасания равен ~ 45°, двупреломление составляет 0,027, встречаются двойники. Границы между зернами плавные, округлые или слабо извилистые. Клинопироксен в верлитах Бурлакского массива по химическому составу соответствует авгиту, в то время как в верлитах Нижнедербинского массива – диопсиду. В Нижнедербинском массиве зерна клинопироксена интенсивно замещаются тремолитом. Ортопироксен в верлитах по вещественному составу отвечает бронзиту. Рудные минералы наблюдаются также в виде вкрапленности мелких зерен (0,3-0,5 мм), иногда они образуют сростки и агрегаты в интерстициях оливина и клинопироксена. Они представлены, главным образом пирротином, пентландитом, халькопиритом, хромшпинелидами, магнетитом. Вебстериты по особенностям минералогического состава подразделяются на собственные вебстериты, характерные для Бурлакского массива, вебстериты роговообманковые и метавебстериты роговообманковые, преобладающие в Нижнедербенском массиве. Клинопироксен в вебстеритах представлен широкими удлиненными или субизометричными зернами размером от 0,5 до 5,0 мм (с преобладанием 1-2 мм) (рис. 1б). При этом мелкие зерна (менее 1,0 мм) имеют преимущественно субизометричную форму и располагаются между крупными. Нередко они наблюдаются в виде пойкилитовых включений в крупных индивидах. Состав клинопирксена в вебстеритах аналогичен его составу в верлитах. По клинопироксену нередко развит уралит в виде неправильных выделений с размерами до 0,8 мм, которые выделяются зеленой окраской и плеохроируют до желтого. По химическому составу ортопироксен в обоих массивах отвечает бронзиту и незначительно отличается от бронзита в верлитах и роговообманковых верлитах увеличением содержаний Mn, Ca, Na и уменьшением Al, Cr. В зернах ромбического пироксена нередко встречаются закономерные мелкие вростки моноклинного пироксена с образованием графической структуры (рис. 1б). Распределение ортопироксена в породе неравномерное, отмечаются участки с высоким содержанием (до 40 %). Иногда отмечается частичная рекристаллизация клино- и ортопироксенов, при этом крупные зерна представляют порфирокласты, которые погружены в мелкий мозаичный рекристаллизованный агрегат (разм. менее 0,5 мм). По трещинкам развиты буровато-желтые гидроокислы железа и агрегаты зеленовато-желтого хлорита. Роговая обманка в роговообманковых вебстеритах Нижнедербенского массива наблюдается в виде неправильных по форме зерен размером 0,5-2,0 мм. Обычно роговая обманка образует ксеноморфные зерна среди индивидов клинопироксена, либо слагает вокруг них узкие каемки (венцовая структура). Для нее устанавливается угол погасания 17° и двупреломление 0,018-0,024. По химическому составу она, также как и в верлитах, соответствует эденитовой роговой обманке. Клинопироксениты имеют панидиоморфную структуру, участками пойкилитовую и графическую. Для них устанавливается следующий количественно-минералогический состав: моноклинный пироксен ~ 65-95 %; ромбический пироксен до 5 %; уралит, актинолит до 25 %; карбонаты до 5 %; рудные минералы < 5 %. Клинопироксен в рассматриваемых породах по химическому составу отличается от такового в верлитах и вебстеритах Бурлакского массива наибольшей величиной, Wo-минала (Wo=Ca/(Mg+Fe+Ca)*100 %), наименьшей – Fs (Fs=Fe/(Mg+Fe+Ca)*100 %) – минала и соответствует диопсиду. Он незначительно отличается от клинопироксена в вебстеритах, главным образом, возрастанием содержаний Ca, Na и уменьшением Fe и Ti. Роговообманковые клинопироксениты, по исследованию автора, встречаются только в Нижнедербинском массиве и являются свежими разностями. Они имеют панидиоморфную структуру, участками гипидиоморфную. Для них устанавливается следующий количественно-минералогический состав: моноклинный пироксен ~ 90 %; роговая обманка ~ 6-9 %, магнетит до 4 %. Биотит встречается в виде единичных чешуйчатых зерен, размером до 2,5 мм, которые выделяются темно-бурой окраской и плеохроируют до светло-коричневого. Иногда по биотиту развит хлорит. Горнблендиты характерны только для Нижнедербенского массива и обладают панидиоморфной структурой (рис. 1с). Они сложены, главным образом, роговой обманкой ~ 100 %, в незначительных количествах встречаются клинопироксен, кварц, плагиоклаз и рудные минералы. По своему химическому составу она близка эденитовым роговым обманкам из верлитов и вебстеритов, от которых отличается незначительным увеличением Al, Mn, Fe, уменьшением Si, Mg и отсутствием Ni. Структура серпентинитов петельчатая, отмечается бластопорфировая, в отдельных участках выявляется первичная кумулятивная (рис. 1d). Кумулусная фаза представлена псевдоморфозами лизардита по оливину, интеркумулусная – баститом, карбонатами и магнетитом. Минералогический состав: лизардит ~70-75 %; бастит до 5 %; карбонаты ~ 10 %; рудные минералы ~ 10-20 %; флогопит < 1 %. Габброиды встречаются только в Бурлакском массиве и представлены, главным образом, лейкократовыми трахитоидными габброноритами, наряду с которыми встречаются оливиновые габбро и матагаббро. Для габроидов характерна порфировидная структура, обусловленная наличием крупных ленточных зерен плагиоклаза, при этом основная масса имеет габбровую структуру. Породы обычно интенсивно деформированы, поэтому в них часто отмечаются катакластические структуры. Габбронориты характеризуются отчетливо выраженной трахитоидной текстурой, обусловленной ориентированным расположением удлиненных порфировидных зерен плагиоклаза (рис. 1e). Габбронориты отличаются следующим количественно-минералогическим составом: плагиоклаз ~ 65-90 %; моноклинный пироксен ~ 5-15 %; ромбический пироксен ~ 5-15 %; оливин до 4 %; биотит < 1 %; рудные минералы < 1 %. По оптическим свойствам и химическим свойствам плагиоклаз соответствует лабрадору № 55-57. Вдоль плоскостей трахитоидности располагаются агрегаты относительно мелких субизометричных и слабо удлиненных зерен плагиоклаза с размерами 0,3-1,5 мм, которые, возможно, образовались в процессе пластической деформации механизмом синтектонической рекристаллизации на месте более крупных индивидов. Мелкие зерна плагиоклаза также имеют свежий облик, однако, их состав более кислый по сравнению с вкрапленниками и соответствует андезину № 45-47. Оливиновое габбро представлено также, как и габбронориты, лейкократовыми разностями. Для них характерна габбровая структура (рис. 1f) и следующий количественно-минералогический состав: плагиоклаз ~75 %; клинопироксен ~ 15 %; оливин ~ 10 %; биотит < 1 %; рудные минералы < 1 %. Распределение главных минералов в породе неравномерное. В отдельных участках породы темноцветные минералы практически отсутствуют.
Из анализа петроструктурного узора оливина из верлитов Бурлакского массива следует, что он является результатом последовательных процессов магматической кристаллизации и наложенных пластических деформаций (рис. 2). Кристаллизация магматического расплава, очевидно, осуществлялась в стационарных условиях с образованием полуизотропных петроструктурных узоров кристаллооптических осей оливина, обусловленных гравитационным осаждением его кристаллов при незначительной роли ламинарного течения. При этом, субвертикальные локальные максимумы осей Np, очевидно, ориентированны нормально к плоскости течения, а горизонтальные пояса осей Ng и Nm располагаются в ней. После кристаллизации верлиты претерпели наложенные пластические деформации, которые осуществлялись в условиях понижения температур в тектонически активной динамической обстановке консолидации массива. На этом этапе, очевидно, в результате субгоризонтальных сдвиговых перемещений в широтном направлении породы массива были вовлечены в пластическое течение с образованием субвертикальной минеральной уплощенности северо-восточного простирания и ориентированного согласно с ней кливажа скалывания.
Рис. 1. Основные породные группы Бурлакского и Нижнедербинского массивов: а – верлит, гипидиоморфная структура; а – роговообманковый верлит; b – вебстерит, панидиоморфная структура, b – вебстерит, пойкилитовая структура; с – горнблендит, панидиоморфная структура; d – cерпентинит аподунитовый, сложенный конвертообразными, секториальными, пластинчатыми индивидами лизардита, пронизанных и оконтуренных жилками магнетита (черные) и карбоната (желтые); e – габбронорит, трахитоидная текстура; f – оливиновое габбро, габбровая структура. Ol – оливин, MPy – клинопироксен, RPy – ортопироксен, Pl – плагиоклаз. Увел. ×30. Николи Х
Петроструктурный узор клинопироксена, как и оливина, очевидно, является результатом сочетания, главным образом, процессов магматической кристаллизации при незначительной роли пластических деформаций. Субвертикальные максимумы осей Nm=[010] отражают кристаллизацию магматического расплава, когда новообразованные кристаллы клинопироксена в результате гравитационного осаждения стремятся ориентироваться по форме зерен, то есть своей уплощенностью располагаются согласно горизонтальной плоскости стратификации массива и совпадающей с ней плоскости ламинарного течения. При этом, другие оси Ng и Np [100], [001] концентрируются в субгоризонтальные пояса в этих плоскостях. Оливин в верлитах Нижнедербинского массива обнаруживает аналогичные тенденции при формировании петроструктурного узора, что и оливин из верлитов Бурлакского массива (рис. 2). То есть, характер узоров кристаллооптических осей оливина отражает, главным образом, кристаллизацию магматического расплава в стационарных условиях, сопровождавшуюся гравитационным осаждением его кристаллов при слабом ламинарном течении.
Рис. 2. Диаграммы ориентировки кристаллооптических и кристаллографических осей оливина (Ol) и клинопироксена (MPy) в верлитах Бурлакского и Нижнедербинского массивов. Изолинии: 1-2-4-6-8 % на 1 % сетки Шмидта. Проекция на верхнюю полусферу. Точечная линия – плоскость минеральной уплощенности, в которой ²L² – минеральная линейность
Петроструктурные узоры кристаллографических и кристаллооптических осей клинопироксена из верлитов Нижнедербинского массива, вероятно, также образовались в процессе последовательно проявившихся процессов магматической кристаллизации и пластических деформаций. Во время кристаллизации магматического расплава оси Nm=[010], в образовавшихся кристаллах клинопироксена, стремятся к субвертикальному положению, нормально к плоскости стратификации массива. При этом кристаллизация протекала в условиях ламинарного течения расплава согласно расположению горизонтальных максимумов Ng и Nm, которое сопровождалось также турбулентным вращением кристаллов, о чем свидетельствуют вертикальные пояса всех кристаллооптических осей, нормальных к этим максимумам. Анализ оптических ориентировок оливина и клинопироксена из верлитов Бурлакского и Нижнедербинского массивов показал, что они обычно имеют сложные петроструктурные узоры, которые, очевидно, являются результатом взаимодействия магматических и метаморфических процессов на заключительных стадиях становления массива, а также наложенных соосных пластических деформаций, когда количество кристаллов становится велико и они могут реагировать на динамические нагрузки под влиянием внешнего поля напряжения. Однако основными структурными элементами, определяющими петроструктуру оливина и клинопироксена, очевидно, являются плоскость и направление течения магматического расплава.
Анализ на редкие и редкоземельные элементы (РЗЭ) в породах Бурлакского и Нижнедербинского массивов выполнен методом ICP-MS в Институте геологии и минералогии СО РАН (г. Новосибирск). Для аподунитовых и апогарцбургитовых серпентинитов характерны слабо дифференцированные графики распределения РЗЭ при величине отношения (La/Yb)n=0.42-0.62. Эти породы значительно истощены легкими РЗЭ, их редкоземельные спектры имеют общий положительный наклон. Верлиты из Бурлакского и Нижнедербинского массивов также имеют общий пологий положительный наклон редкоземельных спектров (рис. 3), что обусловлено незначительным их истощением легкими РЗЭ по сравнению с тяжелыми и средними элементами. Значение в верлитах Бурлакского и Нижнедербинского массивов (La/Yb)n ≤ 1 и изменяется соответственно (от 0,62 – 0,92). Уровень накопления РЗЭ в верлитах близок к их уровню в примитивной мантии, при этом элементы в них слабо фракционированы. По мнению Ф.П. Леснова [6], содержание РЗЭ в верлитах находится в прямой зависисмости от содержания модального количества клинопироксена в породе. Исходя из характера редкоземельных спектров клинопироксенитов можно заключить, что уровень накопления РЗЭ превышает их уровень в примитивной мантии. Вебстериты из обоих массивов имеют близкие спектры распределения и характеризуется практически неизменными значениями параметра (La/Yb)n – от 0,44-0,50 (рис. 3). Содержание РЗЭ в них характеризуется некоторой обогащенностью легкими компонентами что, возможно, связано с присутствием в них постоянной примеси амфибола.
Повышенные суммарные содержания РЗЭ в породах, содержащих амфибол, связаны со способностью амфиболов накапливать в своей структуре более значительные количества РЗЭ по сравнению с клинопироксенами [6]. Горнблендиты характерные исключительно для Нижнедербинского массива, имеют тот же характер распределения РЗЭ, что и остальные породы массива, однако при этом, суммарное содержание всех РЗЭ является повышенным, что вероятно отражает, с одной стороны, большую степень фракционирования расплава на завершающих стадиях, а, с другой стороны, геохимические способности амфиболов накапливать в своей структуре РЗЭ. Исключение составляют только Sr, содержания которого возрастают от ультрамафитов к субультрамафитам от 3,68 до 71 ppm. Характер распределения малых элементов в породах Нижнедербинского комплекса близок к таковому в базальтах островных дуг, от которых отличается значительно более низкими значениями всех элементов, за исключением Sr. В целом, за единичными исключениями, составы пород Нижнедербинского массива близки составу недифференцированной мантии, при незначительном участии коровой составляющей. Габбронориты Бурлакского массива демонстрируют весьма умеренное фракционирование РЗЭ, повышенные содержания La и изменение общего пологого положительного наклона на отрицательный, Eu минимум при этом сглаживается. Уровень накопления и характер распределения РЗЭ в габброноритах сопряжены с их химическим составом. В качестве главных концентраторов РЗЭ в них выступает клинопироксен и плагиоклаз, незначительный вклад вносит ортопироксен. Возможно, повышенное содержания La cвязано с присутствием в них переменных количеств его неструктурной примеси, сосредоточенных в микротрещинах зерен минералов.
Рис. 3 Нормированные по хондриту С1 спектры распределения РЗЭ в породах Бурлакского и Нижнедербинского массивов. Содержание в хондрите показано прерывисто пунктирной линией. Состав PM, N-MORT, OIB по (Sun, McDonough, 1989)[8]. Мультиэлементная диаграмма для пород Бурлакского и Нижнедербинского массивов (нормировано по примитивной мантии) [8]
Выводы. Полосчатое, расслоенное и кумулятивное строение массивов, переслаивание пород основного и ультраосновного состава, завершение разрезов лейкократовыми габброидами Бурлакского массива позволяют отнести нижнедербинский комплекс к расслоенным базит-ультрабазитовым массивам перидотит-пироксенит-габбровой формации. Преобладание кумулятивных структур в ультрабазитах и офитовых – в базитах, вероятно, свидетельствуют о формировании массивов в мезоабиссальных условиях на сравнительно небольших глубинах. Петроструктурные узоры ориентировок оливина и клинопироксена в верлитах сформировались, преимущественно, в обстановке ламинарного течения магматического расплава в горизонтальной плоскости, а не в стационарных условиях, в которых образовались бы изотропные петроструктурные узоры, обусловленные только гравитационным осаждением кристаллов. Последующие наложенные пластические деформации, которым подвергались верлиты, предположительно, протекали в условиях активной тектонической обстановки в процессе консолидации массива. Предположительно, массивы нижнедербинского комплекса на начальных стадиях формирования попали в геодинамическую обстановку соответствующую импульсу растяжения Земли, что согласуется с кривой эвстатичеких колебаний уровня Мирового Океана (кривой Вэйла), а на завершающем этапе оказались вовлеченными в аккреционно-коллизионный этап развития Алтае-Саянской складчатой области (440-510 млн. лет) [4]. На этот факт указывают изгибы лейстов плагиоклаза из лейкократовых габброидов Бурлакского массива (рис. 1 e), подчеркивающих директивность их текстуры и плоскость направления течения. Территориально нижнедербинский комплекс приурочен к магматическим ассоциациям Алтае-Саянской складчатой области, которая входит в структуру более высоко порядка – Центрально-азиатский складчатый пояс. Предположительно, генезис массивов, определяется наложением плюмового внутриплитного магматизма (салаирский тектогенез) на существующую ранее субдукционную обстановку. Субдукционная компонента доказывается высокой гидратированностью мантийного субстрата, о чем свидетельствует присутствие в верхних горизонтах разреза роговообманковых пироксенитов и горнблендитов, в которых роговая обманка является первично магматическим минералом.
Работа выполнена при финансовой поддержке Томского политехнического университета. Проект: ВИУ_ИПР_114_2014.