Features of chemical behavior of mafic-ultramafic magmatism of The Kan block (NW Eastern Sayan).pdf В северо-западной части Восточного Саяна выходы пород раннего докембрия распространены в пределах Бирюсинского и Канского выступов фундамента Сибирской платформы, а также в Дербинском антиклинории Восточно-Саянской складчатой системы. Исследование этих структур показало, что Канская глыба по своему внутреннему строению, набору и составу геологических формаций, характеру магматизма и особенностям металлогении весьма сходна с типичными раннедокембрийскими зеленока-менными поясами древних кратонов [15]. Размеры глыбы примерно 200*(15-50) км. В ее строении принимают участие метаморфизованные, преимущественно вулканогенные троговые комплексы, включающие про-трузии и интрузии ультрамафит-мафитового состава, мигматит-гнейсовые купола и гранодиорит-плагиогранитные массивы, а также гнейсы и грани-тоиды основания (рис. 1). При проведении ранее геолого-съемочных и прогнозно-металлогенических работ, тематических исследований на территории Кан-ской глыбы среди метаморфизованных осадочно-вулканогенных толщ были выявлены многочисленные ультрамафитовые и мафит-ультрамафитовые тела, в которых неоднократно отмечалась рудная минерализация меди, никеля и благородных металлов [2, 14, 16, 22]. Они были отнесены к четырем формационным типам и объединены в четыре комплекса: реститовый - идарский дунит-гарцбургитовый и магматические -кингашский дунит-верлит-пикритовый, талажинский плагиодунит-троктолит-габбро-анортозитовый и кулибинский перидотит-пироксенит-габбровый (рис. 1). Структурная позиция, генезис, формационная принадлежность и метал-логеническая специализация данных комплексов остаются дискуссионными до настоящего времени. В данной статье предпринята попытка охарактеризовать химические особенности пород перечисленных комплексов с целью оценки их схожести и различий, а также проверки предположения о возможной общности их глубинного родоначального источника. Краткая геологическая характеристика исследуемых объектов Кингашский дунит-верлит-пикритовый комплекс (PRi по [18], Ri по [3]) представлен линзовидными телами размером от нескольких десятков метров до 15 км при мощности от первых метров до 100 м и более, которые, обычно, имеют северо-западное простирание и развиты в составе отложений караганского комплекса. Характерной особенностью пород кингаш-ского комплекса является наличие в них кумулятивных и бластопорфиро-вых структур, свидетельствующих об их образовании в гипабиссальных и субвулканических условиях [8]. Наиболее представительным и эталонным объектом этого комплекса является Кингашский массив, который неоднократно изучался многими исследователями [3-4, 6, 9, 17, 19, 25, 27] и является рудовмещающим для одноименного Pt-Cu-Ni месторождения. 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 [4, 17], другие считают его субвулканическим телом базальт-коматиитовой формации [6, 19], третьи рассматривают его в качестве фрагмента кингашского базальт-коматиитового вулканического комплекса [9-10], четвертые отмечают, что по формационным признакам массив больше соответствует полигенным комплексам, а не расслоенным интрузиям [3, 20]. Кингашский массив в плане картируется в виде крупной линзы (3*0,7 км), вытянутой в северозападном направлении, и имеет согласное залегание со структурой пород обрамления. Контакты его с вмещающей толщей тектонические. Массив сложен ультрамафитами и габброидами, со значительным преобладанием первых. Ультрамафиты обнажаются в его северной части, а в южной они перекрываются габброидами. Рис. 1. Стратиграфические и магматические образования Канской глыбы [21]: 1 - верхнепалеозойско-мезозойские, преимущественно терригенные отложения: карымовская, павловская и кунгусская свиты, 2 - нижнедевонские (возможно, частью ордовикские) вулканиты, 3 - ордовикская лейкогранитовая формация: кутурчинский комплекс, 4 - кембро-ордовикские красноцветные терригенные отложения Баджейского прогиба, 5 - венд-нижнекембрийские терригенно-карбонатные отложения, б - средне-верхнерифейский плагиодунит-троктолит-габбро-анортозитовый талажинский комплекс, 7 - средне-верхнерифейские осадочно-вулканогенные образования кувайской серии, 8 - познерифейский гранитоидный канский комплекс, 9 - раннепротерозойская-среднерифейская (?) перидотит-пироксенит-габбровая формация: кулибинский комплекс (возможно, полихромный; возможно, включает массивы рудоносного кингашского комплекса), 10 - раннепротерозойские амфиболит-гнейсовые толщи анжинского структурно-вещественного комплекса, 11 - раннепротерозойский мигматит-плагиогранитный тукшинский комплекс, 12 - раннепротерозойский-нижнерифейский дунит-верлит-пикритовый кингашский комплекс малых расслоенных дифференцированных массивов, 13 - раннепротерозойский дунит-гарцбургитовый идарский комплекс (штоки, дайки, линзы, силы) (часть тел практически не изучены, вероятно, могут принадлежать кингашскому комплексу), 14 - верхнеархейские (?) амфиболитовые (а) и гнейсовые (б) толщи кара-ганского комплекса на Канском выступе, 15 - глубинные северо-западные и северо-восточные разломы (а), геологические границы (б). На врезке положение Канской глыбы 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 Восточносаянский, 2 - Канско-Агульский Согласно нашим исследованиям, ультрамафитовая часть разреза массива сложена преимущественно кумулятивными дунитами и их серпентини-зированными разностями, при этом верлиты и пикриты пользуются ограниченным распространением [6]. Выделяемые породы не обнаруживают какой-либо стратификации в массиве, а распределяются хаотично. Можно предположить, что образование ультрамафитового тела осуществлялось в магматической камере в условиях активной тектонической обстановки, когда режим сжатия периодически сменялся растяжением. В моменты растяжения, очевидно, происходило пульсационное внедрение в камеру по образовавшимся в ней ослабленным зонам неоднородных по составу ультраосновных расплавов, которые возникли в результате магматической дифференциации в глубинных промежуточных магматических очагах. Габброиды, перекрывающие ультрамафиты, очевидно, представляют собой последующую, оторванную по времени фазу внедрения, при этом наблюдаемые на контакте ультрамафитов и габброидов клинопироксениты, вероятно, являются реакционными образованиями [20]. Другие многочисленные массивы ультрамафитов кингашского комплекса также обнаруживают неоднородный петрографический состав. На Верхнекингашском участке они представлены, главным образом, дунита-ми, их серпентинизированными разностями и являются очень близкими ультрамафитам, слагающим Кингашский массив. На Куевском участке ультрамафиты характеризуются значительным разнообразием петрографического состава. Они представлены дунитами, верлитами, их серпентини-зированными разностями и неоднородными по составу метапикритами. На Кусканакском участке среди ультрамафитов кингашского комплекса наиболее распространены, главным образом, различные по составу мета-пикриты, при подчиненной роли серпентинитов. Такое разнообразие состава ультрамафитов кингашского комплекса на исследуемой территории, вероятно, обусловлено различной степенью дифференцированности исходного магматического расплава пикритового состава и глубиной кристаллизации пород [Там же]. Идарский дунит-гарцбургитовый комплекс (PRi по [10]) представлен на Канской глыбе более чем 350 мелкими телами чаще линзовидной формы и сложен преимущественно серпентинитами по дунитам и гарцбургитам. Тела комплекса залегают среди отложений караганской серии и в основном приурочены к глубинным зонам разломов [Там же]. Они имеют монотонный состав и иногда характеризуются повышенным содержанием хрома. В большинстве случаев они полностью серпентинизированы и представлены хризотил-антигоритовыми серпентинитами. Характерной особенностью пород является наличие в них гранобластовых и порфирокла-стовых структур, свойственных для метаморфических ультрамафитов [5]. Ультрамафиты идарского комплекса представляют собой реститовые образования, которые, вероятно, были выведены в верхние этажи литосферы по эшелонированным глубинным надвигам, обрамляющим с юго-запада Сибирскую платформу [20]. В результате тектонических процессов ультрамафиты кингашского и идар-ского формационных типов нередко оказываются пространственно сближены и в отдельных случаях совмещены. Стоит отметить, что геологическая позиция, взаимоотношение с вмещающими породами, фациальная принадлежность выделенных комплексов остаются недостаточно ясными. Например, целый ряд мелких линзовидных тел, относимых к идарскому комплексу, могут оказаться будинами стратифицированных тел кингашского комплекса. Талажинский плагиодунит-троктолит-анортозит-габбровый комплекс (R2-3 по [10]) в настоящее время представлен на Канской глыбе одним одноименным расслоенным массивом, локализованным в пределах ее северо-западного окончания на водоразделе верхнего течения рек Дурья и Тазик. Выход на дневную поверхность этого массива имеет округлую форму (6^7,5 км2), а на глубине напоминает чашу и прослеживается на 1 200-1 500 м от поверхности. По результатам изучения представительных пород в разрезе Талажинского плутона реконструируется четыре мегарит-ма переслаивания снизу вверх плагиодунитов, троктолитов и анортозитов [21, 26]. Мощность прослоев пород в ритмах колеблется от 2 до 70 м. Подошва массива на севере падает под массив под углом 30-40° и контактирует с толщей стратифицированных амфиболитов, кальцифиров и мраморов. По площадным размерам (более 40 км2), породному составу (плагиоду-ниты, троктолиты, оливиновые габбро и анортозиты), характеру ритмичности (четыре горизонта мощностью 180-400 м и пачки по 20-26 м) и другим признакам в пределах Канской глыбы массив не имеет аналогов. Вероятней всего, он являет собой рифейскую дунит-троктолит-габбровую формацию, представленную на южной окраине Сибирской платформы множеством плохо изученных массивов, из которых некоторые известны своей сульфидной Ni рудоносностью [7]. Кулибинский перидотит-пироксенит-габбровый комплекс (PR1 по [10]) представлен дифференцированными массивами и телами размером до 5,5 км2, которые локализованы на Канской глыбе в долинах рр. Кулиба, Кулижа, Мал. Агул, Кунгусс и на водораздельных хребтах между ними [16]. Они залегают в окружении интенсивно дислоцированных позднеар-хейских (?) - раннепротерозойских амфиболито-гнейсовых пород караган-ской серии, представленной амфиболитами, плагиоклаз-амфиболитовыми сланцами, биотитовыми и двуслюдяными гнейсами с прослоями мраморов и кварцитов. Массивы комплекса характеризуются на современном денудационном срезе преимущественно габброидным составом (роговообман-ковые габбро, габбро-нориты, нориты и габбро-порфириты) при подчиненной роли ультрамафитов (лерцолиты, верлиты, роговообманковые вебсте-риты, клинопироксениты и горнблендиты) [21, 24]. Установленные аэромагнитные аномалии на исследуемой территории (по данным А.Н. Смаги-на, А.В. Ренжина, 2006), очевидно, указывают на наличие значительных по объему пластин перидотитов в основании массивов комплекса и их практически полную сохранность в результате слабого современного эрозионного среза последних. Химические особенности Для интерпретации химических особенностей пород исследуемых комплексов авторами было привлечено 32 полных химических оригинальных анализа наиболее представительных пород из данных объектов (табл. 1). Нормирование химических составов проанализированных пород на углистый хондрит показывает, что содержание лантаноидов для ультрамафитов (дунитов и гарцбургитов) идарского комплекса, пород (дунитов и габброи-дов) кингашского комплекса и пород (плагиодунитов и габброидов) тала-жинского комплекса близки содержаниям в эталонном хондрите и между собой (рис. 2). При этом кингашские дуниты и габброиды в основном формируют недифференцированные «сглаженные» графики распределения, в то время как породы идарского и талажинского комплексов постоянно обнаруживают обогащение легкими REE, что придает их графикам распределения слабое отрицательное наклонение от легких к тяжелым REE. Для пород идарского комплекса постоянно отмечается наличие Eu-минимума, а для пород талажинского комплекса - интенсивного Eu-максимума. По общему суммарному содержанию REE в породе, талажинские плагиодуниты являются наиболее обедненными, чем дуниты из двух других комплексов. Содержание лантаноидов в пикритах кингашского комплекса изменяются в широком диапозоне от 2 (в оливиновых пикритах) до 10 хондрито-вых норм (в пироксеновых и амфиболовых пикритах). Наиболее высокие содержания лантаноидов наблюдаются для пород кулибинского комплекса и составляют от 8 до 30 хондритовых норм, средние - 10 хондритовых норм. При этом как первые, так и вторые породы в целом характеризуются слабой дифференциацией спектров при незначительном преобладании легких земель над тяжелыми REE. В породах кулибинского комплекса постоянно отмечается слабо выраженная отрицательная Eu-аномалия. Спайдер-диаграммы, построенные для пород исследуемых комплексов (рис. 3), также позволяют по схожести разделить их на две группы. В первую группу входят породы идарского и талажинского комплексов, а также дуниты и габброиды кингашского комплекса; во вторую группу -кингашские пикриты и породы кулибинского комплекса. Спайдер-диаграммы для пород первой группы характеризуются близкими значениями REE и редких элементов, содержания которых изменяются от 0,1 до 10 норм примитивной мантии. Постоянно отмечаются отрицательные Rb, Th, Ta-Nb, Zr-Hf и положительные Cs, Ba, U и K пики. Однако имеются и отличительные особенности для каждого комплекса. Так, для пород талажинского и кингашского комплексов в отличие от идарско-го комплекса характерен Sr положительный пик, интенсивность которого возрастает от ультрамафитов к габброидам, а также «корытообразный» LaCe-Pr отрицательный пик. Постоянно для пород талажинского комплекса и нередко для пород кингашского отмечается слабовыраженный Y положительный пик. Отличие двух комплексов заключается в присутствии на спайдер-диаграммах талажинского комплекса положительного Eu и Ti пика. Идарский комплекс также отличается от двух охарактеризованных комплексов наличием на спайдер-диаграммах Eu и Ti отрицательных пиков. При этом отмечено, что интенсивность Ti пика возрастает от гарцбур-гитов к дунитам, что связано с большей деплетированностью последних REE и редкими элементами в целом. Рис. 2. Редкоземельные спектры ультрамафитов и мафитов исследуемых комплексов Канской глыбы Восточного Саяна, нормированные к хондриту [28]: 1 - дунит, 2 - гарцбургит, 3 - горнблендит, 4 - габбро, 5 - оливиновый пикрит, 6 - оливин-пироксеновый пикрит, 7 - пироксеновый пикрит, 8 - амфиболовый пикрит, 9 - плагиодунит, 10 -троктолит, 11 - оливиновое габбро, 12 - анортозит, 13 - лерцолит, 14 - верлит, 15 - вебстерит, 16 - роговообманковый перидотит, 17 - габбро-норит Таблица 1 Распределение элементов-примесей в породах исследуемых ультрамафитовых и мафит-ультрамафитовых комплексов Канской глыбы, г/т Ком-кс Идарский Кингашский Талажинский Кулибинский Обр. 5173 6013 18448 1147 6019/7 7003 6019/8 134 6028/4 1093 1109 5011 5014 5003/1 5020/2 Б-43 905 910 906 904 5142 901 Д Д Гц Д Д ОПк ОППк ППк АПк ПлД ПлД Тр Тр Ол-Гб Ан Лер Вер РоП Веб Гб-Н Гб Гб Cs 0,17 0,52 0,41 0,15 0,18 0,22 0,20 0,23 0,22 0,15 0,16 0,54 0,99 0,91 0,61 0,18 0,07 0,16 0,07 0,23 0,11 0,16 Rb 1,10 2,42 2,60 0,61 0,73 2,36 1,63 1,48 1,92 0,56 0,76 1,98 5,0 2,8 4,3 2,7 1,4 2,9 1,7 21,1 19,8 23,74 Ва 20,66 96,68 70,96 13,75 13,01 16,81 14,64 24,07 91,54 19,41 10,73 31,20 35,14 47,17 47,12 44,4 34,8 155 47,9 72 75 154 Th 0,22 0,16 0,45 0,07 0,04 0,19 0,17 0,53 0,26 0,03 0,03 0,09 0,26 0,06 0,09 0,43 0,27 0,64 0,43 1,56 0,90 1,36 и 0,46 0,22 1,24 0,04 0,26 0,36 0,09 0,18 0,41 0,03 0,02 0,03 0,07 0,03 0,04 0,24 0,078 0,21 0,14 0,23 0,2 0,27 Та 0,03 0,04 0,06 0,03 0,03 0,03 0,04 0,13 0,04 0,02 0,03 0,02 0,04 0,04 0,03 0,042 0,051 0,10 0,10 0,11 0,14 0,18 Nb 0,38 0,38 0,72 0,19 0,19 0,37 0,37 2,3 0,39 0,093 0,13 0,18 0,60 0,20 0,28 0,46 0,74 1,3 1,3 3,2 2,93 3,275 К 468,5 377,9 702,9 396,4 357,1 1471,4 750,3 1398,9 1098,3 420,0 463,9 860,3 1762,3 1318,4 1439,2 1217,7 1000,4 2345,2 1614,9 2375,5 2725,8 5128,2 La 1,19 0,48 1,44 0,63 0,28 0,89 0,85 5,36 15,14 0,37 0,39 0,81 1,11 1,20 1,09 2Д 1,7 4,1 5,1 8,92 6,38 7,85 Се 2,21 0,87 2,94 1,05 0,70 0,21 1,78 12,00 16,54 0,74 0,84 1,56 2,33 2,33 2,29 5,5 5,0 12,4 16,8 26,11 10,57 19,76 Рг 0,26 0,13 0,40 0,15 0,11 0,30 0,23 1,64 2,80 0,10 0,11 0,20 0,29 0,30 0,29 0,81 0,8 1,6 2,3 4,27 1,68 3,1 Sr 8,23 17,97 14,77 11,77 20,41 18,29 21,95 26,69 56,66 47,66 112,14 458,20 384,15 469,28 798,59 72 59 129 126 116 108 144 Р 44,7 56,0 83,1 46,3 56,3 91,5 70,4 89,6 60,5 78,4 76,5 81,3 108,1 82,0 99,0 103,6 167,4 213,7 133,9 267,4 268,5 179,6 Nd 0,90 0,65 1,40 0,65 0,59 1,20 1,07 6,47 13,18 0,37 0,46 0,77 1,27 1,28 1,26 3,9 4,4 7,4 11,0 18,15 6,46 13,09 Zr 1,81 1,33 7,12 2,48 3,48 5,01 6,53 13,09 2,71 1,96 2,62 2,62 6,62 4,58 3,67 19,5 17,8 32,5 40,5 46,55 15,50 33,63 Hf 0,05 0,04 0,19 0,06 0,11 0,16 0,21 0,39 0,11 0,04 0,07 0,06 0,13 0,13 0,08 0,60 0,64 1,0 1,4 1,55 0,52 1,33 Sm 0,16 0,14 0,23 0,15 0,22 0,33 0,26 1,42 2,76 0,09 0,10 0,14 0,22 0,29 0,24 1,1 1,4 2,0 3,1 4,51 1,68 3,595 Eu 0,03 0,03 0,05 0,06 0,07 0,14 0,11 0,32 0,56 0,08 0,08 0,18 0,17 0,24 0,26 0,30 0,37 0,59 0,90 1,20 0,58 0,99 Gd 0,17 0,15 0,24 0,22 0,29 0,54 0,31 1,50 3,07 0,08 0,09 0,14 0,28 0,29 0,24 1,4 1,6 2,4 3,4 4,53 2,13 3,82 Ti 92,2 118,9 418,5 445,0 734,4 609,5 767,1 1452,9 287,6 410,9 400,5 298,0 574,6 882,6 704,8 1243,9 2070,1 3153,9 3067,1 5020,7 4610,5 6291,6 Tb 0,02 0,03 0,04 0,04 0,05 0,10 0,05 0,24 0,38 0,01 0,01 0,02 0,03 0,05 0,03 0,22 0,25 0,39 0,59 0,73 0,37 0,62 Dy 0,16 0,20 0,20 0,24 0,33 0,66 0,33 1,33 2,34 0,08 0,09 0,10 0,21 0,26 0,20 1,3 1,4 2,0 3,3 4,30 2,38 3,78 Ком-кс Идарский Кингашский Талажинский Кулибинский Обр. 5173 6013 18448 1147 6019/7 7003 6019/8 134 6028/4 1093 1109 5011 5014 5003/1 5020/2 Б-43 905 910 906 904 5142 901 Д Д Гц Д Д ОПк ОППк ППк АПк ПлД ПлД Тр Тр Ол-Гб Ан Лер Вер РоП Веб Гб-Н Гб Гб Но 0,03 0,05 0,04 0,04 0,07 0,15 0,07 0,26 0,50 0,02 0,02 0,02 0,04 0,05 0,04 0,26 0,28 0,40 0,65 0,90 0,53 0,80 Ег 0,10 0,15 0,13 0,13 0,21 0,47 0,21 0,77 1,35 0,05 0,07 0,05 0,11 0,14 0,11 0,72 0,80 1,1 1,8 2,44 1,50 2,14 Y 0,88 1,80 1,16 1,79 2,04 3,92 2,24 10,62 18,34 0,67 0,76 0,74 1,51 1,72 1,29 6,7 7,3 9,9 16,2 21,9 13,7 18,7 Тт 0,02 0,03 0,02 0,02 0,03 0,07 0,03 0,12 0,18 0,01 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,11 0,11 0,15 0,26 0,36 0,23 0,315 Yb 0,11 0,23 0,15 0,15 0,20 0,49 0,22 0,78 1,14 0,07 0,08 0,06 0,10 0,12 0,09 0,69 0,73 1,0 1,7 2,19 1,39 1,88 Lu 0,02 0,04 0,02 0,02 0,03 0,08 0,03 0,12 0,18 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,11 0,11 0,14 0,23 0,32 0,22 0,28 Примечание. Редкие и редкоземельные элементы в исследуемых образцах определялись методом ICP-MS в Институте геологии и минералогии (ИГиМ) СО РАН (г. Новосибирск), аналитик М.Ю. Подлипский. Наименование пород: Д - дунит, Гц - гарцбургит, ОПк - оливиновый пикрит, ОППк - оливин-пироксеновый пикрит, ППк - пироксеновый пикрит, АПк - амфиболовый пикрит, ПлД - плагиодунит, Лер - лерцолит, Вер -верлит, РоП - роговообманковый перидотит, Веб - вебстерит, Гб - габбро, Гб-Н - габбро-норит, Тр - троктолит, Ол-Гб - оливиновое габбро, Ан - анортозит. По общему суммарному содержанию REE и редких элементов в породе талажинские плагиодуниты являются наиболее обедненными, чем дуниты из двух других комплексов в первой группе. Спайдер-диаграммы для пород второй группы в целом характеризуются содержаниями REE и редких элементов от 1 до 10 норм примитивной мантии для кингашских пикритов и кулибинских перидотитов и до 30 норм примитивной мантии для кулибинских габброидов. Отмечается, что кингашские пикриты по распределению спектров REE и редких элементов подразделяются на две подгруппы. К первой подгруппе относятся оливиновые и оливин-пироксеновые пикриты, которые занимают промежуточное положение между первой и второй группами и обнаруживают большое сходство с кингашскими дунитами, отличаясь только несколько большими суммарными содержаниями REE и редких элементов (рис. 3). Ко второй подгруппе отнесены пироксеновые и амфиболовые пикриты, которые по содержанию REE и редких элементов и архитектуре спайдер-диаграмм близки породам кулибинского комплекса и вместе с ними и формируют собственно вторую группу. Специфичным от первой группы для спайдер-диаграмм второй группы является присутствие «корытообразного» La-Ce-Pr и Nd положительных пиков и P отрицательного пика. Для спайдер-диаграмм пироксеновых и амфиболовых пикритов кин-гашского комплекса и перидотитов кулибинского комплекса также характерны Eu и Ti отрицательные пики. Обсуждение полученных результатов и выводы Полученные результаты показывают, что по своих химическим особенностям породы исследуемых комплексов очень схожи. Эта особенность позволяет предположить, что породы исследуемых комплексов являются продуктами одного протолита мантийного субстрата, который в одних случаях претерпел интенсивное деплетирование, в других подвергался высокой либо незначительной степени плавления с образованием, соответственно, высокомагнезиального либо основного расплава с последующей его дифференциацией в промежуточных магматических камерах и кристаллизацией на различных гипсометрических уровнях в земной коре. В пользу данного предположения также служат предполагаемые близкие возрастные датировки для исследуемых комплексов. Породы идарского дунит-гарцбургитовый комплекса являются рести-товыми образованиями. Некоторое обогащение легкими REE пород идар-ского комплекса по отношению к породам кингашского комплекса не может быть обусловлено спецификой рестита, так как породы комплекса сложены главным образом оливином и ортопироксеном, кристаллическая структура которых способна накапливать в себе очень ограниченные количества REE. Однако повышенные количества примеси легких REE можно объяснить их сосредоточением в виде не изоморфной, а неструктурной примеси, сконцентрированной во флюидных микровключениях либо во внутризерновых и межзерновых микротрещинах [13]. Причиной аномального обогащения ультрамафитовых реститов неструктурной примесью легких REE могут быть как эндогенные, так и экзогенные флюиды. В частности источником привноса легких REE в ультрамафиты идарского комплекса могли быть флюиды, отделявшиеся от более позднего мафитового расплава, из которого раскристаллизовались кингаш-ские габброиды. Не исключено, что подобное обогащение легкими REE могло произойти и в процессе серпентинизации под влиянием метеорных вод [29]. Продуктами наиболее ранней дифференциации высокомагнезиального расплава, очевидно, являются дуниты, верлиты, оливиновые и оливин-пироксеновые пикриты кингашского комплекса, которые кристализова-лись в гипабиссальных и субвулканических условиях. Невысокие содержания REE элементов в данных породах обусловлены высокой ролью в их составе оливина, который, как доказано ранее, не способен концентрировать в себе сколько-нибудь значительные количества этих элементов [13]. Габброиды, перекрывающие кингашские ультрамафиты, очевидно, представляют собой последующую, оторванную по времени фазу внедрения, что предполагалось и ранее [3, 20]. Значительное химическое сходство спайдер-диаграмм ультрамафитов и габброидов кингашского и талажинского комплексов (рис. 4) позволяет наряду с принятой классической моделью кристаллизационно-гравитационной дифференциации мафитовых расплавов предположить концептуально новую гипотезу формирования интрузивных тел талажинского комплекса. По мнению авторов, породы талажинского комплекса являются гибридными образованиями, полученными в результате кристаллизации гибридного магматического расплава, сформировавшегося в процессе контаминации основными расплавами ранее возникших ультрамафитов в условиях мезоабиссальных и абиссальных глубин [13]. Более позднее внедрение габброидов и их активное воздействие на более ранние ультрамафиты детально описаны в Йоко-Довыренском и Чайском никеленосных плутонах [11-13], близких по формационной принадлежности талажинскому комплексу, а также находят подтверждение в результатах численного моделирования процессов образования троктоли-тов на основе данных их химического состава [1]. Рис. 3. Мультиэлементные спектры ультрамафитов и мафитов исследуемых комплексов Канской глыбы Восточного Саяна, нормированные к примитивной мантии (РМ) [30] С^РППЛЬ U Ч Ю К . м It ■■ 9г Р ■'• V'f Hi J I I I -I Ег V T'. Ц| ■ Nd ZI H1 Sin l> hi TI >v I Г fmYh Lu elements е|ЕП1ЕП[Б Рис. 4. Поля мультиэлементных спектров пород исследуемых комплексов Канской глыбы Восточного Саяна, нормированные к примитивной мантии (РМ) и СОХ (MORB) [30] Постоянное присутствие положительной Eu аномалии в породах Тала-жинского комплекса также подчеркивает их «гибридную» природу и указывает на значимую роль плагиоклаза в гибридном ультрамафит-мафитовом расплаве на момент кристаллизации пород комплекса. Этот минерал, как известно, является хорошим буфером для данного лантаноида [13]. Породы кулибинского комплекса сформировались из высокомагнезиального основного расплава, образовавшегося в результате частичного плавления исходного мантийного субстрата с последующей кристаллизационной дифференциацией. В результате сформировался последовательный ряд пород от перидотитов к габброидам, который укладывается в единый петрохимический тренд. Породы кулибинского комплекса характеризуются более высокими суммарными значениями REE и редких элементов по отношению к другим исследуемым комплексам. При этом авторы считают, что пироксеновые и амфиболовые пикриты, ассоциирующие с мета-базальтами, являются эффузивными комагматами кулибинских перидотитов и габброидов (рис. 4). Таким образом, разнообразные ультрамафитовые и мафит-ультрамафитовые комплексы Канской глыбы являются производными единого мантиного протолита, сформировавшиеся в процессе его деплети-рования либо высокой или незначительной степени плавления. Образовавшиеся магматические расплавы претерпели сложную эволюцию в земной коре, обусловленную как дифференциацией, так и контаминаций, что отражается в их геохимических особенностях.

Скачать электронную версию публикации