Conditions for the formation of nepheline ores of the Kiya-Shaltyr deposit based on structure analysis of rock-forming m.pdf Введение Вопросы формирования структуры Кия-Шалтырского месторождения поднимались много раз. Однако возникало достаточно много вопросов о происхождении этого месторождения. Одним из первых его исследователей Б.В. Дроздовым [Дроздов, 1978, 1990] была предложена модель формирования месторождения с учетом двух разрывных структур северо-восточного и юго-западного простирания, которые предполагали комбинацию трещин сдвигового и разрывного характера. Вторым аспектом оставалась последовательность внедрения уртитов и габброидов. Более раннее внедрение урти-тов Б.В. Дроздов обосновывал на основании прорыва этого тела плагиоклазывыми порфиритами. Однако наши геохимические исследования показали, что данные породы не являются ассоциирущими с реальными габброидами, а скорее представляют более позднюю эпоху магматизма [Войтенко, 2007]. Реальные оценки Sm-Nd методом с учетом ошибки показали практически одинаковый возраст как урти-тов, так и габброидов на уровне 405-400 млн лет [Войтенко, 2007; Vrublevskii et al., 2014; Vrublevskii et al., 2020; Vrublevskii et al., 2021]. Контакты урти-тового тела и габброидов достаточно сложные и отражают активное их взаимодействие, что подтверждает их близкое формирование (рис. 1). Тем не менее мы склоняемся к точке зрения о более позднем внедрении уртитового расплава по отношению к телу габброидов, с которым эта интрузия контактирует. Третьим вариантом формирования выступала гипотеза ликвации. Однако она не имела реальной основы, так как обогащение глиноземом магматических расплавов приводит к подавлению данного процесса. Особенности структурной позиции и строения Кия-Шалтырского плутона Главным аспектом геотектонической позиции данного объекта выступает его приуроченность к складчато-надвиговому ансамблю карбонатнотерригенных толщ раннего кембрия (усть-кундатская и усинская свиты). Спецификой строения данного массива выступает пространственное сочленение трех интузивных тел, представленных ур-титами, пойкилитовым и трахитоидным габбро. Первые два имеют ярко выраженное северозападное простирание. Последнее, скорее, субмеридиональное, на основании чего считается последней фазой внедрения. Это простирание сопоставимо с ориентировкой Дедовогорского габброидного плутона, расположенного в 7 км к юго-западу. Непосредственная позиция Кия-Шалтырского плутона приурочена к ядру антиклинальной складки, которая выступила главным препятствием для развития основного сдвигового нарушения и обеспечила изменение его траектории на криволинейную, в результате чего сформировалась полость отрыва типа pull-apart, или зона сдвиго-раздвига. Собственно конфигурация основного тела уртитов как раз отвечает даному сценарию, хотя не захватывает его глубинных горизонтов. Enclosing sediments Фу Veins |> . . «6 ■> I Urtite - j у.г„ Foidolite _dike Poikilitic h mesogabbro] ' * / Ж Э Fig. 1. Тектонические контакты Кия-Шалтырского месторождения нефелиновых руд [Войтенко, 2007] Poikilitic mesogabbro - пойкилитовое мезогаббро, urtite - уртит, enclosing sediments - вмещающие отложения, foidolite dike -дайка фойдолитов, veins - жилы Fig. 1. Tectonic contacts of the Kiya-Shaltyrskii nepheline ore deposit [Voitenko, 2007] Poikilitic mesogabbro, urtite, enclosing sediments, foidolite dike, veins В качестве подводящего наиболее крупного канала предполагался канал в юго-западной части основного уртитового тела, где в 1960-х гг. буровыми скважинами было установлено ийолитовое тело ограниченного размера и округлой формы, которое находилось на границе основного тела северо-западного и юго-восточного простираня (зоны отрыва). Однако дополнительные исследования уже в 2000-х гг. показали, что похожий подводящий канал, вероятно, существовал и на севере основного тела и был представлен теми же ийолитами с обильными врапленниками нефелина [Опарин и др., 2011]. В этом отношении разнообразие структурных особенностей собственно уртитов можно интерпретировать с позиций внедрения нескольких порций уртитовой магмы. Структура Кия-Шалтырского интрузивного массива представляет собой комбинацию трех интрузивных тел, сложенных ультраосновными фоидоли-тами (уртитами и их дайковой разновидностью в виде пегматоидных ийолитов, микроийолитов и ий-олит-порфиров с включениями полнокристаллических уртитов). Другим интрузивным телом выступает меланократовое и мезократовое габбро пойкилитовой структуры. Третьим элементом является лейкократовое трахитоидное габбро, интрузивное тело которого имеет в отличие от северо-восточного простирания более выраженную субмеридиональную ориентировку (рис. 2). Одним из аргументов более позднего формирования этой габброидной фазы выступила именно его ориентировка, которая отражала изменение тектонической обстановки в регионе. Тем не менее подобное субмеридиональное простирание характерно и для Дедовогорского массива со сходным составом габброидов и близким геохронологическим возрастом, по данным Sm-Nd изотопам около 400 млн лет [Vrublevskii et al., 2014]. Внедрение уртитового расплава в полость сдвиго-раздвига вдоль консолидированной ранее интрузии пойкилитовых габброидов, с учетом вертикальной сдвиговой составляющей, скорее всего, и обеспечило реальную конфигурацию тела фоидолитов. Реальное развитие сдвигого нарушения вполне могло способствовать формированию зон отрыва внутри самого уртитового тела, которые выполняли дайки пегматоидных ийолитов в качестве остаточного расплава, а также формирование полости отрыва на югозападном фланге массива вокруг тела габброидов. Внедрение фазы трахитоидного габбро, скорее, отражало более поздние тектонические события, связанные с разрывными нарушениями в процессе постоянно развивающихся сдвиговых движений или с изменением тектонического режима, приведшего развитию субмеридионального рифтогенеза в виде серии грабенов. Методика измерений Концентрации редких и рассеянных элементов измерялись в Национальном исследовательском Томском государственном университете (Томск) методом ICP-MS (Agilent 7500, США). О_200 m Geological scheme of the Kiya-Shaltyrskii pluton -200 200- -400 400- -600 600- - xoo soor D,tv r°i D,Ei i 1*1 f fell II l\\ Ш111 !\\ ■ I It! l\\ r\\\\W\\\\\\ Aww' Г" I И I Рис. 2. Схема геологического строения Кия-Шалтырского плутона Составлена по материалам [Мостовской, 1972; Гринев, 1990] с детализацией [Войтенко, 2007]. Условные обозначения: 1-2 -отложения нижнего кембрия: 1 - усть-кундатская свита; 2 - усинская свита; 3-7 - интрузивные образования: 3 - уртиты (а), ийолиты (b); 4 - пойкилитовое мелано- и мезогаббро; 5 - трахитоидное лейкогаббро (a), порфировидное трахитоидное лейко-габбро (b); 6 - дайковые образования (вне масштаба): фоидолиты (a), субщелочные и щелочные габброиды (b), нефелиновые и щелочные сиениты (c); 7 - тералиты; 8 - эндоконтактовые пироксениты (a), ореол скарнированных пород (b); 9 - плоскости надвигов (a), плоскости второстепенных разломов (b); 10 - направление смещения в зоне пластических деформаций; 11 - элементы залегания структур анизотропии (трахитоидности, минеральной уплощенности и расслоенности); 12 - элементы: нормального (a) и опрокинутого залегания (b) слоистости нижнекембрийских отложений; 13 - залегание осевой плоскости надви-говой антиформы; 14 - зона пластических деформаций в известняках и 15 - в эффузивно-карбонатной толще Fig. 2. Geological scheme of the Kiya-Shaltyr pluton Compiled on the basis of materials [Mostovskoi, 1972; Grinev, 1990] with detail [Voitenko, 2007]. Legend: 1-2 - Lower Cambrian deposits: 1 - Ust-Kundat formation; 2 - Usinskaya formation; 3-7 - intrusive formations: 3 - urtites (a), ijolites (b); 4 - poikilitic melano- and mesogabbro; 5 - trachytoid leucogabbro (a), porphyric trachytoid leucogabbro (b); 6 - dike swarm (out of scale)): foidolites (a), subalkaline and alkaline gabbroids (b), nepheline and alkaline syenites (c); 7 - theralites; 8 - endocontact pyroxenites (a), halation of skarnated rocks (b); 9 - planes of thrusts (a), planes of secondary faults (b); 10 - direction of displacement in the zone of plastic deformation; 11 - elements of occurrence of structures of anisotropy (trachytoid, mineral flattening and layering); 12 - elements: normal (a) and inverted (b) bedding of the Lower Cambrian deposits; 13 - occurrence of the axial flatness of the thrust antiform; 14 -zone of plastic deformation in limestones and 15 - in effusive-carbonate strata Для выполнения масс-спектрального анализа с индуктивно связанной плазмой образец массой 0,1 г обрабатывался 10 мл фтороводородной кислотой с 4-часовым выдерживанием в открытой системе при температуре ~ 70 °С, после чего добавлялось 2 мл концентрата азотной кислоты (HNO3). Образцы подвергались микроволновому воздействию в закрытой системе при мощности 700 Вт с постепенным поднятием температуры до 200 °С. После этого образец выпаривался досуха, дважды обрабатывался 6,2 М HCl, затем вновь выпаривался и обрабатывался концентратом HNO3, после чего сухой остаток переводился в 15%-й раствор HNO3. В качестве внутреннего стандарта использовался индий. Непосредственно перед проведением ICP-MS-измерений образец разбавляли до концентрации азотной кислоты в 3 %-м растворе. Фактор разбавления составил 1 000 [Аношкина и др., 2012]. Специфика минерального и геохимического состава уртитов массива Главным элементом состава нефелина в уртитах выступает содержание кальсилитового и анортитового миналов. Для уртитов характерна повышенная концентрация кальциевого компонента, что может быть связано с взаимодействием с вмещающими карбонатными породами. Пироксен также соответствует фассаиту, что подтверждает данное мнение. Для пегматоидных и дайковых разновидностей характерно повышенное содержание калия в составе нефелина и более умеренное содержание кальция в структуре пироксена с увеличением содержания щелочей [Войтенко и др., 2004]. Особенностью геохимического состава фоидоли-тов Кия-Шалтырского плутона выступает разная степень накопления редкоземельных (РЗЭ) и редких элементов в конкретных разновидностях горных пород. Главным фактором спектров таких компонентов является низкое содержание РЗЭ и остальных микроэлементов в уртитах по отношению к микроий-олитам, пегматоидным ийолитам и нефелиновым сиенитам, которые завершают формирование данного массива (рис. 3, а). Этот момент является одним из подтверждений кумулятивной природы уртитов, так как нефелин не является концентратором редких земель. Более высокие концентрации РЗЭ в мик-роийолитах и пегматоидных ийолитах обусловлены их накоплением в остаточном расплаве и концентраций в клинопироксене. Для габброидов наблюдаются схожие тренды распределения данных элементов (рис. 3, b), что может свидетельствовать о едином мантийном источнике в виде плюма. Данный аспект остается пока под вопросом, так как изотопные характеристики фоидолитов и габброидов различаются [Войтенко, Гертнер, 2003; Vrublevskii et al., 2014]. Единственным отличием является более крутой наклон спектров, отражающий более выраженный характер дифференциации исходной магмы или ее активное взаимодействие с коровым материалом [Покровский и др., 1998]. Отдельным моментом следует отметить положительную европиевую аномалию, проявленную в лейкократовом габбро, что отвечает накоплению основного плагиоклаза в данном типе пород Кия-Шалтырского плутона. Особенностью распределения всего спектра редких элементов (рис. 4) является наличие ряда отрицательных и положительных аномалий. При этом следует отметить эту же тенденцию, что и в распредении РЗЭ (рис. 3). Собственно уртиты характеризуются более низкими концентрациями относительно мик-роийолитов и пегматоидных ийолитов (рис. 4, а). Для данного спектра характерны отрицательные аномалии Th, Nb, Ta, которые свидетельствуют о формировании данных пород в условиях островодужной обстановки (IAB). Положительная аномалия стронция, в целом, подтверждает данный вывод. Однако спектры как фоидолитов, так и габброи-дов (рис. 4, b) достаточно близки к базальтам океанических островов (OIB типа), которые связаны с проявлением мантийных плюмов и крупных изверженных провинций (LIP) [Ernst, 2014; Pearce et al., 2021]. В этом отношении мы соглашаемся с мнением ряда авторов, где декларируется сложная геодина-мическая обстановка проявления щелочного магматизма на северном склоне Кузнецкого Алатау [Герт-нер и др., 2013; Врублевский и др., 2014; Vrublevskii et al., 2014; Врублевский, 2015; Врублевский и др., 2016; Mustafayev et al., 2017; Макаренко, Котельников, 2018; Мустафаев и Гертнер, 2020; Mustafaev et al., 2020; Vrublevskii et al., 2020; Vrublevskii et al., 2021], сходная с Калифорнийской [Cole, Stewart, 2009; van Hinsbergen et al., 2020]. Петроструктурный анализ нефелиновых пород плутона Принимая во внимание, что уртиты, как правило, характеризуются однородными текстурами, мы попытались оценить особенности их внутренней структурной организации на основании анализа кристаллооптической ориентировки нефелина и пироксена. Данный подход является не совсем стандартным, но предусматривает развитие нового метода для обоснования петрологических моделей формирования щелочных интрузий в регионе. Одним из новых направлений выступают физические методы исследований, основанные на диагностике ориентировок минеральных зерен методом обратно отраженных электронов на основе современных детекторов (EBSD) [La Fontaine et al., 2017]. Интерпретация диаграмм плотностей оптических осей нефелина сопряжена с определенными трудностями, что объясняется несколькими факторами. Уплощенность породообразующих минералов в урти-тах, в отличие от пойкилитового или трахитоидного габбро, слабо выражена и плохо фиксируется в полевых условиях. Агпаитовая структура уртитов Кия-Шалтырского плутона (рис. 5) носит пойкилитовый характер, где идиоморфные кристаллы нефелина являются хадакристаллами по отношению к кристаллам пироксена - ойкокристалам [Войтенко, 2002]. При преобладающих размерах нефелина 3-5 мм, размеры пироксена достигают 15-20 мм, что достаточно сильно сокращает количество замеров в пределах одного шлифа при микроструктурном анализе. Кристаллографическая форма нефелина, как известно, может быть или укорочена вдоль оси шестого порядка, или вытянута в зависимости от условий образования, что необходимо учитывать при анализе микроструктурных диаграмм. И несмотря на широкий спектр исследований в 1970-е и 1980-е гг. по изучению влияния стресса на предпочтительную кристаллографическую ориентировку породообразующих минералов, информация о петрострук-туре нефелина немногочисленна [Елисеев, 1953; Галахов, 1959; Bonczar, Barsch, 1975]. Рис. 3. Распределение редкоземельных элементов в породах Кия-Шалтырского плутона а - фоидолиты: 1 - уртиты, 2 - микроийолиты; 3 - пегматоидные ийолиты (среднее по двум анализам); b - габбро, базальтоидные дайки и нефелиновые сиениты: 1 - пойкилитовое мелано-, мезогаббро (среднее по двум анализам), 2 -трахитоидное лейкогаббро; 3 - камптонит; 4 - трахидиабаз; 5 - нефелиновый сиенит; 6 - микросиенит. Содержания РЗЭ нормализованы по хондриту [Sun, McDonough, 1989] Fig. 3. Distribution of rare earth elements in the rocks of the Kiya-Shaltyr pluton a - foidolites: 1 - urtites, 2 - microijolites; 3 - pegmatoid ijolites (average for 2 test); b - gabbro, basaltoid dikes and nepheline syenites: 1 - poikilitic melano-, mesogabbro (average for 2 test), 2 - trachytoid leucogabbro; 3 - camptonite; 4 - trachydiabase; 5 - nepheline syenite; 6 - microsyenite. REE contents are normalized to chondrite [Sun, McDonough, 1989] Рис. 4. Распределение редких элементов в породах Кия-Шалтырского плутона a - фоидолиты; b - габбро, базальтоидные дайки и нефелиновые сиениты. Содержания редких элементов нормализованы на базальты океанических островов (OIB) по [Sun, McDonough, 1989]. Условные обозначения как на рис. 3 Fig. 4. Distribution of rare elements in the rocks of the Kiya-Shaltyr pluton a - foidolites; b - gabbro, basaltoid dikes and nepheline syenite. Trace element contents are normalized to oceanic island basalts (OIB) according to [Sun, McDonough, 1989]. Legend as in Figure 3 Рис. 5. Схема структуры нефелинового кумулата в уртитах Кия-Шалтырского плутона 1 - кумулятивные кристаллы нефелина (хадакристаллы); 2 - интеркумулятивные кристаллы пироксена (ойкокристаллы) Fig. 5. Scheme of the structure of nepheline cumulate in urtites of the Kiya-Shaltyr pluton 1 - cumulative crystals of nepheline (hadacrystals); 2 - intercumulative pyroxene crystals (oikocrystals) Тем не менее основные положения для проведения подобного анализа можно изложить по материалам предыдущих исследователей: скользящие движения в решетке минерала могут осуществляться по базопинакоиду и по граням призмы в направлении оптической оси. Данное утверждение хорошо иллюстрируется при изучении полос излома (kink-bands) в нефелине из локальных тектонических зон северо-восточного простирания в центральных и южных частях уртитового тела. Ширина подобных зон составляет 0,1-0,3 мм, они встречаются достаточно редко и обычно в виде одиночных полос излома, еще реже в виде групповых (до трех в пределах одного зерна). Основные смещения в нефелине происходили по грани призмы кристалла. Ориентировка оси сжатия образует острый угол с оптической осью Cv (L6) (до 16°). Определенное направление видимого смещения достаточно условно, так как угол между плоскостями смещения и ограничения близок к 90°. Образование подобных структур в нефелине, возможно, происходило в поздние фазы деформации [Ramsay, 1962], которые связываются с блокировкой сдвиговых зон Центрального надвига в период становления и окончательного застывания уртитового тела. При этом возможна инверсия в ориентировке эллипсоида деформации по сравнению с отмеченной выше при анализе трещиноватости. В частности, на диаграммах из южной части ур-титового тела ориентировку [001] возможно рассматривать как направление заполнения расплавом камеры (обр. 21/5, 21/1, 23/5, 22/9). Подобная картина, только менее выраженная, отмечается и для ориентировок из центральной части уртитового тела, где более проявлено плоскостное ориентирование пироксена, нормально ориентированное к Nm, т.е. к [010] (обр. GI-4, GI-3, 55/4, 55/3А, 20/4). Смешанный рисунок отмечается для ориентировок пироксенов, изученных в северной части уртитового тела, где, возможно, был ламинарный поток, который осложнялся турбулентным вариантом. Это можно отметить в ориентировках, которые изучались из приграничных зон уртитового тела. Направление распространения расплава в разных частях камеры, включая ламинарные и турбулентные течения, могут отражать разные процессы. В качестве примера можно привести образец плаги-порфирита, где фенокристаллы плагиоклаза являются индикатором кинематики кристаллизующегося расплава в плоской камере (рис. 6). Дайкообразная форма уртитового тела позволяет применять опыт исследователей, которые смоделировали и описали процесс заполнения расплавом плоской камеры [Базаров и др., 2002]. В этом случае поток поступающего через подводящий канал расплава в образующуюся камеру начинает перестраиваться в плоскостные и турбулентные течения. При этом вдоль границ камеры развиты плоскостные (ламинарные) течения, а в центральных и фронтальных частях уже активно преобладают явления турбулентности. Есть два варианта для обоснования данного эффекта внутреннего режима кристаллизации магматического расплава. Первый соответствует формированию естественных ячеек внутри камеры, который отражает ориентировку потоков разной температуры и плотности. Второй вариант может быть связан с внедрением дополнительной порции расплава из северного канала [Опарин и др., 2011]. Главным аспектом анализа оптической ориентировки нефелина остается его неоднородность, которая предполагает разные варианты кумулятивной сегрегации ранних кристаллов данного минерала [Ageeva et al., 2012]. Среди микроструктурных узоров нефелина (ур-титы Кия-Шалтырского плутона) можно выделить пять основных типов. Первый из них характеризуется отчетливой линейной ориентировкой нефелина, когда его оптические оси формируют значительные по плотности максимумы на стереодиаграммах вблизи центра (т.е. вертикальная ориентировка). Подобный узор наблюдается в породах южной части уртитового тела, в зоне субвертикальной полости отрыва и предполагаемого подводящего канала (рис. 7, обр. 21/5; 23/5). Второй тип также соответствует линейной ориентировке, но с формированием субгоризонтальных максимумов, совмещенных с плоскостью минеральной уплощенности и, по-видимому, трассирующего линейное направление течения магматического расплава в камере (рис. 7, обр. 29/20). В чистом виде этот тип проявлен исключительно в зонах эндоконтакта основной северо-западной ветви уртитового тела. В то же время в центральной части последнего преобладает третий плоскостной тип петрострук-турного узора нефелина, с резко выраженным максимумом плотности оптических осей, ориентированных субперпендикулярно к контактам уртитово-го тела и минеральной уплощенности (рис. 7, обр. 55/4). Четвертый тип ориентировок обнаруживает поя-совое распределение максимумов вдоль минеральной уплощенности (обр. GI-4), а пятый фиксируется поясом максимумов оптической оси минерала, ортогонально расположенным к плоскости минеральной уплощенности. Более сложные узоры наблюдаются в смешанных типах ориентировок оптической оси нефелина (обр. 31/3, 20/4). Рис. 6. Дайка плагиопорфирита Фенокристаллы плагиоклаза (серо-белые включения) фиксируют в крайних частях ламинарное, в центральных - турбулентное течение материала Fig. 6. A plagioporphyrite dike Plagioclase phenocrystalls (gray-white inclusions) fix a laminar flow in the outer parts, and a turbulent flow of the material in the central parts sam. 21/5 n=50; sam.21/1 n=88; sam. 23/5 n=72; sam. 22/9 n=40 sam. GI-3 sam. 20/4 n=67; n=100; sam. 55/4 n=211; sam. 55/за n=72 sam. GI-4 n=100; sam. 29/13 n=91; sam. 29/20 n=50; sam. 31/3 n=83; sam. 29/n n=45; sam. 29/is n=50. Key: sam - sample; n - number of measurements; x- Ng; • - Np; ■ - Nm; A- crystallographic axis [001] of pyroxene. Рис. 7. Диаграммы ориентировки оптической оси нефелина в уртитах Кия-Шалтырского плутона Стереографическая сетка Вульфа, проекция с верхней полусферы, изолинии 1,0-3,0 %. Сплошные дуги - плоскости минеральной уплощенности в уртитах; пунктирные - плоскость оптической индикатрисы пироксена Ng-Np Fig. 7. Diagrams of orientation of the optical axis of nepheline in urtites of the Kiya-Shaltyr pluton Wolfe's stereographic grid, projection from the upper hemisphere, isocline's 1,0-3,0 %. Solid arcs - planes of mineral flattening in urtites; dashed - the plane of the optical indicatrix of pyroxene Ng-Np Пространственное положение основных пет-роструктурных узоров в уртитах, возможно, указывает на то, что в общей массе нефелина присутствуют кристаллы двух морфологических типов - удлиненные и уплощенные вдоль оси шестого порядка [Войтенко, 2002; Войтенко, Гертнер, 2003]. Удлиненные характеризуют линейность в породе (1-й и 2-й типы), которая в южной части уртитового тела вертикальная и отражает непосредственное внедрение расплава, а в северной - субгоризонтальная. Третий тип фиксирует преобладание в породе уплощенных кристаллов нефелина, которые создают планпараллельную директивную текстуру. Их положение контролировалось в большей степени не направлением, а плоскостью ламинарного течения в магматической камере. Выявленные особенности кристаллографической ориентировки нефелина можно объяснить кумулятивной природой его зерен, которые приспосабливались к существующим кинематическим условиям внедрения магмы. Тенденция смены ориентировки с юга на север от субвертикальной до горизонтальной в плоскости минеральной уплощенности и более сложные узоры ориентировки в северной части позволяют сделать предположение, что заполнение камеры «кашеобразным» расплавом происходило именно в этом направлении. Учитывая, что по геофизическим и геологическим данным основной подводящий канал предполагается на юге, в точке V-образного сочленения северной и южной ветвей уртитового тела, такая модель вполне допустима [Макаренко и др., 1988]. Однако нельзя забывать вероятной роли дополнительного магматического канала в северной части уртитового тела [Опарин и др., 2011]. Наблюдаемая тенденция разворота оптической оси нефелина из плоскости уплощенности до перпендикулярного к ней положения становится понятной, если принять слабо выраженное удлинение ранних кристаллов. В этом случае, по мере удаления от подводящего канала, закономерности ориентировки кумулусной фазы, т.е. нефелина, должны быть менее отчетливыми и в большей степени контролироваться плоскостью течения, а не его линейной направленностью. Пироксен кристаллизовался уже из интеркумулусной жидкости, и, по-видимому, его ориентировка может служить индикатором условий окончательной консолидации уртитов [Войтенко, Гертнер, 2003]. Предыдущими исследователями показывался выдержанный количественно-минералогический состав уртитов [Андреева, 1968; Бозин, 1968; Мостовской, 1972; Дроздов, Чайко, 1972; Гринев, 1990; Уваров и др., 2002]. В основном это было обусловлено самой агпаитовой структурой уртитов и их достаточно однородной текстурой. Тем не менее в последние годы появились работы, в которых рассматриваются неоднородности уртито-вого тела по основным петрохимическим параметрам [Сазонов и др., 2000; Вульф, 2003]. С учетом принятых структурных положений такой факт тесно связан с условиями как заполнения своеобразной по форме образования камеры, так и с необычными процессами кристаллизации уртитового расплава и указывает на слабо проявленную неоднородность количественноминералогического состава уртитов. В первую очередь выступает ориентировка кристаллов нефелина и пироксена (рис. 7). Вторым элементом следует считать соотношение нефелина и пироксена, которое отражает определенную внутреннюю расслоенность данной интрузии. Третьим фактором можно рассматривать явление ликвационных процессов, связанных с осаждением сульфидных минералов. Данный элемент имеет место в теле уртитов и проявлен в виде серии линз сплошных халькопирит-пирротиновых руд, которые были зафиксированы в северной и южной частях основного уртитового тела (рис. 8). В них была установлена серебряно-сульфидная минерализация [Gertner et al., 2020]. Рис. 8. Сульфидная минерализация в фоидолитах Кия-Шалтырского плутона Контакт между уртитами и дайкой ийолит-порфира Fig. 8. Sulfide mineralization in foidolites of the Kia-Shaltyr pluton It is the contact between urtites and ijolite dike Заключение Таким образом, минералогические и геохимические особенности габброидов и фоидолитов Кия-Шалтырского плутона показывают разные характеристики, что подразумевает их разные источники вещества [Войтенко, 2007]. Вполне возможно, что это было проявлением единого мантийного плюма на рубеже девона. Специфика геохимии щелочных и субщелочных пород указывает на нестандартную геодина-мическую обстановку его проявления. Скорее всего, она отвечала сложному режиму, сопоставимому с Калифорнийским вариантом. Разнообразие ориентировок породообразующих минералов уртитов Кия-Шалтырского плутона можно интерпретировать с позиции нескольких вероятных процессов внедрения фоидолитового расплава. Во-первых, специфика данного расплава предполагала его кашеобразное состояние, в котором было достаточно большое количество ранних кристаллов нефелина, что и могло привести к неоднородности его геохимического состава. Об этом свидетельствуют результаты исследования редкоземельных элементов. Начальное внедрение предполагает ламинарное течение, что выражено в краевых зонах. Далее внутри самой камеры реализуются уже конвекционные процессы, обусловленные формированием отдельных ячеек, где происходит перераспределение фенокристаллов нефелина и остаточного расплава. Второй вариант предполагает смешение магмы из двух каналов, которое и привело к формированию турбулентных потоков и развитию разных типов ориентировки нефелина и пироксена. В любом случае, наличие разных типов ориентировок нефелина и пироксена можно рассматривать в качестве вероятных комбинаций ламинарного заполнения интрузивной камеры с последующим осложнением турбулентности.

Скачать электронную версию публикации