Геология и рудоносность Кингашского базальт-коматиитового комплекса тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.11, кандидат геолого-минералогических наук в форме науч. докл. Еханин, Александр Георгиевич

  • Еханин, Александр Георгиевич
  • кандидат геолого-минералогических наук в форме науч. докл.кандидат геолого-минералогических наук в форме науч. докл.
  • 2000, КрасноярскКрасноярск
  • Специальность ВАК РФ04.00.11
  • Количество страниц 66
Еханин, Александр Георгиевич. Геология и рудоносность Кингашского базальт-коматиитового комплекса: дис. кандидат геолого-минералогических наук в форме науч. докл.: 04.00.11 - Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений, металлогения. Красноярск. 2000. 66 с.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Геология и рудоносность Кингашского базальт-коматиитового комплекса»

Актуальность работы. Зеленокаменные пояса различных древнихктур земной коры отличаются высокой рудной продуктивностью. В северо-западной части Восточного Саяна такойктурой является Канский зеленокаменный пояс. Он прослеживается в виде полосы шириной 5-30 км от р.Кирели на северо-западе до р.Уды на юго-востоке на расстоянии свыше 300 км. В пределах пояса широким развитием пользуются вулканиты и интрузивные породы основного и ультраосновного состава. Ведущими среди них являются метаморфизованные коматииты, пикробазальты, базальты, перидотиты, дуниты, серпентиниты, верлиты, лерцолиты, тремолит-актинолитовые породы и ортоамфиболиты. По имеющимся данным, они соответствуют породам базальт-пикробазальт-коматиитового ряда, относимым обычно к кома-тиитовой серии многих известных зеленокаменных поясов мира. С рассматриваемыми породами связано сульфидное медно-никелевое (с платиноидами и золотом) и золото-сульфидное оруденение, представленное Кингашским месторождением и целым рядом рудопроявлений, точек минерализации и геохимических аномалий.

Состояние изученности. Севе^^ападная' часть Восточного Саяна в разные годы изучалась в процессе птоведеНшТгеологосъемочных работ масштаба 1:200000 и 1:50000 (В.И.Йркин, &.Г#атй'Сов) В.Г.Зенько, В.И.Ящук, А.Н.Смагин и др.). Первые данйНго^ЙЙ1В&ности основных и ультраосновных пород района приведены в отчетах по поискам и оценке медно-никелевых руд (Н.Г.Дубинин,1964) и вермикулита (Э.М.Борц). Ультраосновные и основные породы в период до 1989 года всеми авторами выделялись в составе идарского дунит-гарцбургитового комплекса. Изучение этих пород носило спорадический характер. В 1989 г. в результате трехлетнего обобщения материалов по рудоносности базит-утрабазитовых комплексов юга Красноярского края и Тувы автором впервые был выделен Кингашский рудный район, дана объективная высокая прогнозная оценка сульфидному медно-никелевому Кингашскому рудопроявлению - как среднему по запасам месторождению комплексных кобальт-медь-никелевых с платиноидами руд. В марте 1990 года в г.Норильске на Всесоюзном совещании по развитию МСБ дно-никелевых руд автором были доложены основные результаты этих ледований и представлена программа работ на перспективу до 2000 г. На,: зтал планомерного изучения геологии и рудоносности ультрабазит-. отагх пород северо-западной части Восточного Саяна. Значительный ■ этот период в изучение геологии и рудоносности кингашского ком' а внесли О.М.Глазунов, Т.Я.Корнев, А.Д.Ножкин, А.Э.Изох,

В.И.Богнибов, М.Ю.Цыпуков, Г.И.Шведов, В.В.Некос. Наибольший объем новых данных был получен в процессе проведения поисковых, поисково-оценочных (А.Г.Еханин, И.Г.Резников) и тематических работ (Т.Я.Корнев). В итоге по Кингашскому району были получены новые достаточно надежные геологические, петрологические, петрохимические и металлогенические данные, характеризующие состав, объем, распространенность, возраст и метал-логеническую специализацию пород кингашского комплекса и связанного с ним оруденения. В настоящей работе автором использованы все собственные наблюдения, полученные в период с 1986 по 1999 г., и обобщены материалы других исследователей Канского зеленокаменного пояса.

Целью работы является создание геолого-генетической модели кингашского базальт-коматиитового комплекса для выработки критериев прогнозирования, поисков и оценки сульфидного медно-никелевого с золотом и платиноидами оруденения.

Основные задачи исследований:

-изучение разрезов кингашского комплекса для выяснения его взаимоотношений с вмещающими породами, изменения вещественного состава, условий образования, особенностей рудоносности, формационной принадлежности и геотектонической позиции;

-исследование петрохимических и геохимических особенностей пород комплекса для определения условий их образования и формационной принадлежности;

-установление закономерностей пространственного распределения оруденения в породах кингашского комплекса;

-разработка критериев прогнозирования, поисков и оценки оруденения.

Фактический материал. В основу диссертации в виде научного доклада положены оригинальные материалы, собранные автором в 1986 - 1999 годах при проведении тематических, поисковых и поисково-оценочных работ. Кроме того, выполнен анализ фондовой и опубликованной литературы и обобщена вся геологическая и геофизическая информация по району работ. Для решения задач исследований изучено более 1500 прозрачных и 1000 полированных шлифов, выполнено и отчасти заимствовано из литературных материалов 305 полных силикатных анализов, свыше 4000 эмиссионных спектральных анализов пород и руд на 31 элемент, более 150 микрозондовых рентгеноспектральных анализов микровключений сульфидов и минералов платины, палладия и золота, около 3000 атомно-абсобционных элемёнто-определений платины, палладия и золота, более 3000 химических анализов на медь, никель, кобальт и серу, 200 сцинтилляционных эмиссионных спектральных анализов на благородные металлы. Анализы выполнены в ЦЛ ГГП

Красноярскгеология», Институте геохимии (г.Иркутск) и Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии (г.Новосибирск) СО РАН.

Основные защищаемые положения:

1. Кингашский рудоносный комплекс относится к базальт-коматиитовой формации (коматиитовой серии). Ведущими породами в нем являются метаморфизованные коматииты, пикробазальты, базальты и их туфы, перидотиты, пироксениты, долериты и габбро, серпентиниты, тремолит-актинолитовые породы и ортоамфиболиты.

2. Медно-никелевое и благороднометальное оруденение Кингашского рудного района связано с ультрабазитами кингашского комплекса и определяется их первичным составом, фациальностью, стратиграфическим и тектоническим положением. Кингашское медно-никелевое месторождение с золотом и платиной является эталоном (моделью) рассматриваемого оруденения. Данные, полученные по нему, можно использовать при поисках и разведке новых рудных зон и территорий.

3. Площадь Кингашского рудного района перспективна на выявление новых месторождений никеля, платины и золота, связанных с сульфидной медно-никелевой и золото-сульфидной рудными формациями. Ведущими критериями при прогнозе, поисках и оценке оруденения являются петрографический, петрохимический, стратиграфический, тектонический и магнитометрический.

Научная новизна. В результате обобщения имеющегося фактического материала автором существенно уточнены стратиграфическое и структурное положение кингашского комплекса, его взаимоотношения с вмещающими породами, вещественный состав, возраст, условия образования, формацион-ная принадлежность и рудоносность. Дана типизация пород комплекса, выделены покровная, субвулканическая и гипабиссальная фации. Изучены опорные разрезы, установлено латеральное и вертикальное изменение в них состава пород и их объема. Показано положение пород комплекса в геофизических полях. Выявлена приуроченность пород комплекса к Канскому глубинному разлому. Установлена тесная парагенетическая связь сульфидного медно-никелевого и золото-сульфидного оруденения с породами комплекса.

Практическое значение работы. Полученные выводы могут быть использованы при составлении серийной легенды Восточного Саяна, а также при картировании и корреляции пород на всей площади Канского зеленока-менного пояса и соседних с ним зон. Они найдут применение при прогнозно-металлогенических исследованиях и поисково-разведочных работах, в сводках по магматическим и метаморфическим породам докембрия Сибири, а также петрологии и металлогении пород коматиитовой серии зеленокамен-ных поясов.

Апробация работы. Защищаемые положения и основные результаты работы докладывались на ряде совещаний: «Геохимия рудных элементов в базитах и гипербазитах», г.Иркутск, 1990 г.; «Разработка и совершенствование методов крупномасштабного и локального прогнозирования эндогенных полезных ископаемых», г.Красноярск, 1991 г.; «Проблемы золотоносности кор выветривания Сибири», г.Красноярск, 1998 г.; «Золото Сибири», г.Красноярск, 1999 г. По положениям диссертации опубликовано 13 работ, в том числе три научно-методических монографии, 3 статьи находятся в печати. Материалы и результаты исследований изложены в 4 производственных отчетах, по рекомендациям которых уже около 10 лет в северо-западной части Восточного Саяна ведутся планомерные тематические и поисковые работы на сульфидное медно-никелевое оруденение.

Работа выполнена в Комитете природных ресурсов по Красноярскому краю. За постоянные консультации и советы при проведении исследований автор благодарит Т.Я.Корнева, А.Э.Изоха, О.М.Глазунова, В.И.Богнибова, А.П.Романова, КХА.Озерского, М.Л.Шермана, А.Д.Ножкина, Г.В.Филиппова. Особо признателен автор В.ВИекосу и Г.И.Шведову за содействие в выполнении данной работы.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ КИНГАШСКОГО РАЙОНА

Кингашский район находится на юге Красноярского края в северозападной часта Восточного Саяна, в междуречье Кана, Кингаша, Идара, Кун-гусаиТукши.

Особенности геологического строения района определяются расположением его в пределах Канской глыбы, находящейся в краевой юго-западной части Сибирской платформы на границе ее с Центрально-Азиатским складчатым поясом, и приуроченностью к Канскому зеленокаменному поясу (КЗП), прослеживающемуся вдоль Канского глубинного разлома от р.Кирели на северо-западе до р.Уды на юго-востоке (рис. 1).

Геологическое строение Кингашского района и смежных с ним районов КЗП представляется практически одинаковым в пределах всей его площади. Оно определяется в основном широким распространением осадочно-вулканогенно-терригенных отложений докембрия, регионально метаморфи-зованных в условиях от зеленосланцевой до амфиболитовой фации. Только в северо-восточной его части развиты в небольшом объеме карбонатно-терригенные отложения венда-нижнего палеозоя.

Рис. 1. Тектоническая схема северо-западной части Восточного Саяна.

1-2 - платформенные отложения Сибирской платформы (1) и ЗападноСибирской плиты (2); 3-4 - межгорные впадины: Минусинская (3) и Рыбинская (4); 5-8 - основные докембрийские структуры (глыбы): 5 - Канская, 6 -Бирюсинская, 7 - Шарыжалгайская, 8 - Базыбайская; 9 - Дербинский антиклинорий; 10-11 - позднепротерозойские-рифейские синклинории: 10 -Сисимо-Казырский, 11 - Майский; 12-14 - рифей-раннепалеозойские прогибы: 12 - Манский, 13 - Присаянский, 14 - Агульский; 15 - зоны глубинных разломов: 1 - Казырский, 2 - Манский, 3 - Канский, 4 - Тагульский, 5 -Бирюсинский; 16 - крупные региональные нарушения; 17-18 - зеленокаменные пояса: 17 - раннего протерозоя (Кн - Канский, Тг - Тагульский), 18 - позднего протерозоя (Кз - Казырский, Мн - Манский, Бр - Бирюсинский); 19 - рудные районы: I - Кингашский, II - Кирельский, III - Малотагульский.

Расчленение стратифицированных и магматических образований проведено согласно рабочим схемам стратиграфии (В.В.Беззубцев) и магматизма (Смагин и др., 1997). Некоторые отклонения вызваны особой позицией автора и аргументированы в публикациях (Корнев, Еханин, Резников, 1997; Корнев, Еханин, 1997).

Основу геологического строения района составляют отложения караганской серии раннепротерозойского возраста. Ее слагают гнейсы, сланцы, мраморы, кварциты, ортоамфиболиты, метабазальты, метапикробазальты, метакоматиигы, метариолиты. Мощность ее достигает 7 км. Серия расчленяется на две толщи (свиты) - нижнюю кулижинскую мощностью до 3 км существенно терригенную и верхнюю кузьинскую мощностью до 4 км, сложенную гнейсами, мраморами, ортоамфиболитами, тремолит-актинолитовыми породами и серпентинитами по базальтам, пикробазальтам и коматиитам кингашского базальт-коматиитового вулкано-плугонического комплекса. В верхней толще отмечаются также маломощные прослои метариолитов и их туфов.

В составе нижней кулижинской толщи преобладают монотонные терригенные гнейсы, сланцы, кварциты и мигматиты, отмечаются амфиболиты. В ее разрезе закартировано большое количество согласных линз и мелких массивов гранитоидов и гнейсогранитов тукшинского комплекса. Исходным материалом для образования толщи послужили мощные отложения переслаивающихся между собой глинистых и песчано-глинистых осадков, превращенных в процессе регионального метаморфизма в различные гнейсы и мигматиты.

Верхняя кузьинская толща имеет более сложный мафит-ультрамафитовый состав. Ее слагают биотитовые, гранат-биотитовые и амфиболовые гнейсы, ортоамфиболиты, тремолит-актинолитовые породы, серпентиниты. В небольшом объеме отмечаются прослои кварц-серицитовых ортосланцев по риолитам. Она залегает на нижней кулижинской толще согласно. Контакт ее проводится по появлению прослоев мраморов и смене парагнейсев ортоамфиболитами. Для нее характерно резкое преобладание слоев и линз различной мощности ортоамфиболитов и многочисленых горизонтов метабазапьтов, метапикробазальтов, метакоматиитов и их туфов, относимых к кингашскому вулкано-плутоническому базальт-коматиитовому комплексу. В них устанавливаются слоистость, ритмичность, шаровая, миндалекаменная, брекчиевидная текстуры, порфироввдная, гиалокластовая, сферолитовая структуры и другие текстуры и структуры, характерные для вулканитов. Данные породы являются специфической особенностью этой толщи и представляют большой интерес в отношении связанного с ними медно-никелевого, платиноидного и золотого оруденения.

Раннепротерозойский возраст пород серии доказывается данными радиологии. По циркону из гнейсов кузьинской толщи уран-свинцовым методом по изохроне определен их возраст 2,1 - 2,2 млрд лет. Породы ее прорываются гранитами тукшинского (Смагин и др., 1997) комплекса с возрастом 1850 млн лет и залегают под отложениями кувайской серии среднего-верхнего рифея (Ярошевич и др., 1995).

В южной части Канской глыбы на смежных площадях рассматриваемого района в верховьях рек Маны, Кана, Агуда развиты метамор физов энные терригенно-карбонатные отложения дербинской серии раннепротерозойско-го возраста. Они залегают в ядре Дербинского антиклинория и расчленяются на три свиты (снизу вверх): алыгджерскую, дербинскую и жайминскую. Отложения их метаморфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой и амфибо-литовой фаций. Серию слагают мраморы, кварц-биотит-амфиболовые гнейсы, кварц-биотитовые и кварц-слюдяные сланцы. Раннепротерозойский возраст пород серии определяется на том основании, что они залегают под отложениями кувайской серии среднего-верхнего рифея несогласно и по данным геохронологии имеют возраст свыше 1550 млн лет.

Кувайская серия средне-позднерифейского возраста имеет ограниченное распространение. Ее слагают карбонатно-вулканогенно-терригенные отложения, регионально метаморфизованные в условиях не выше зеленослан-цевой фации. Мощность ее достигает 4 км. Серия подразделяется (снизу вверх) на три свиты: урманскую, манскую и бахтинскую. В составе урман-ской свиты резко преобладающими являются черносланцевые отложения -алеврито-глинистые и кварц-хлорит-биотитовые сланцы с прослоями песчаников, кремнистых пород и вулканитов основного состава. Манская свита существенно сланцево-карбонатная. Бахтинскую свиту слагают преимущественно лавы и туфы основного и кислого состава с прослоями известняков, песчаников и кремнистых пород. В ее составе выделяется кувайский риолит-базальтовый вулканический комплекс (Ярошевич и др., 1995).

Возраст пород кувайской серии считается средне-позднерифейским и составляет около 1-1,3 млрд лет. Серия перекрывается несогласно карбонатными отложениями овсянковской свиты верхнего рифея - венда. Выше залегают нерасчлененные палеозойские карбонатно-терригенные отложения, развитые на северо-восточной окраине района.

Венд-раннекембрийские отложения развиты ограничено и представлены карбонатно-терригенным комплексом. Они слагают Кингашскую моноклиналь и залегают на отложениях караганской и кувайской серий несогласно и, в свою очередь, перекрываются ордовикскими и девонскими отложениями (Смагин и др., 1997).

Магматические породы в пределах Кингашского района развиты широко и представлены образованиями кингашского, идарского, кунгусского и тукщинского комплексов раннепротерозойского возраста. В небольших объемах развиты гранитоиды ольховского и огнитского комплексов ранне- и среднепалеозойского возраста.

Идарский базит-гарцбургитовый интрузивный комплекс представлен мелкими часто послойными телами перидотитов, дунитов и образованных по ним серпентинитов. Породы прорываются гранитами тукшинского комплекса с возрастом 1850 млн лет (Смагин и др., 1997). Они имеют ограниченное распространение среди пород низов караганской серии.

Кунгусский габбро-долеритовый комплекс представлен мелкими телами и массивами, сложенными габбро, долеритами и реже пироксенитами и образованными по ним в результате регионального метаморфизма ортоамфи-болитами. Они, как и породы кингашского и идарского комплексов, также прорваны гранитами тукшинского комплекса и относятся к раннему протерозою.

Ольховский гранитовый комплекс представлен мелкими массивами, сложенными гранитами, гранодиоритами и плагиогранитами. Они прорывают отложения кувайской серии.

Породы огнитского комплекса развиты в основном в южной части района среди отложений дербинской серии.

Структурно-геологическое строение Кингашского района и смежных с ним площадей определяется приуроченностью к области сопряжения Калекой глыбы, Восточно-Саянского антиклинория и Сибирской платформы. Такое его положение на границе двух крупных разнородных структур обусловило интенсивное проявление блоковой тектоники, формирование прогибов, впадин, проявление неоднократной активности Канского глубинного разлома и оперяющих его дизыонктивов.

Геология Кингашского района во многом определяется его приуроченностью к КЗП, который в региональном плане прослеживается довольно узкой полосой шириной 5-30 км вдоль Канского глубинного разлома на расстоянии до 300 км от р.Кирели (СЗ) до р.Уды (ЮВ).

В пределах КЗП породы кингашского комплекса развиты неравномерно. С северо-запада на юго-восток в нем выделяются пять районов (зон) повышенного их развития: Кирельский, Кингашский, Малотагульский, Бирю-синский и Мокресский. Их можно выделять и в ранге рудных районов (Кор-нев, Еханин, Резников, 1997). Из них наиболее широко базальт-коматиитовые породы развиты на площади рассматриваемого Кингашского района, прослеживающегося полосой внутри пояса от устья р.Кингаша на северо-западе до р.Кунгуса на юго-востоке на расстоянии свыше 60 км при ширине до 5-20 км. Здесь они сравнительно лучше изучены и в них установлены Кингашское сульфидное медно-никелевое месторождение, ряд перспективных рудопро-явлений, большое количество точек минерализации и геохимических аномалий меди, никеля, кобальта, золота и платины.

Структурно Кингашский район приурочен к ядру линейно вытянутой Караганской синклинали, вдоль которой проходят Канский глубинный разлом и оперяющие его дизъюнктивы. Ядро ее заполнено отложениями кузьин-ской толщи караганской серии с повышенным развитием вулканогенных и субвулканических образований кингашского комплекса, а крылья - гнейсами кулижинской толщи со значительным объемом мелких тел и массивов грани-тоидов тукшинского комплекса.

Имеющиеся материалы показывают, что геология Кингашского района в целом близка к таковой других районов КЗП. Их сближает приуроченность к Канскому глубинному разлому и широкое развитие метаморфических толщ караганской серии раннепротерозойского возраста с развитием в ее верхней части вулканитов кингашского комплекса. Специфическая особенность геологического строения района обусловлена в основном изменением объемов и характера проявления одних и тех же геологических образований и связанного с ними сульфидного медно-никелевого, платинового и золото-сульфидного оруденения. Поэтому полученная на примере Кингашского района информация по вулканитам кингашского комплекса является типичной для всех районов КЗП и они могут являться эталоном этого комплекса (Кор-нев, Еханин, 1997). Этот эталон вполне можно использовать на всех площадях КЗП, представляющего собой единую Канскую структурно-формационную зону.

Сравнение гравиметрической карты площади Кингашского района (Четвергов и др., 1990) с геологической картой указывает на достаточно высокую информативность первой и возможность ее использования для окон-туривания крупных геологических образований региона, интерпретации геологического положения и глубинного строения. Определенные типы аномалий увязываются с конкретными геологическими объектами. Главными аномальными гравиметрическими объектами выступают ультрабазиты и базиты, наиболее плотные из всех пород, а вмещающие и подстилающие их гнейсы караганской серии являются менее плотными. Выделяются крупные массивы или поля гранитов из-за своей меньшей плотности, намечаются крупные разломы, вулкано-плутонические и блоково-складчатые структуры. Достаточно четко просматриваются КЗП, Караганская, Кингашская и Кирельская его зоны, площади которых характеризуются повышенными плотностями из-за значительного объема в их пределах коматиитов, пикробазальтов, базальтов и субвулканитов кингаиюкого комплекса. Намечаются зона Канского глубинного разлома и оперяющие его дизъюнктивы.

Площадь Кингашского района и смежных с ним площадей заснята аэромагнитной съемкой масштаба 1:50000 (Резников и др., 1996). Магнитное поле характеризуется в основном сравнительно низкими значениями ДТ. Относительная намагниченность геологических образований варьирует в пределах 50-500 нТл, на фоне которых выделяются мелкие и сравнительно четко выраженные аномалии повышенного поля, имеющие изометричные, но чаще слабо вытянутые очертания в соответствии с пликативными и реже дизъюнктивными структурами. Преобладающая часть аномалий наблюдается на площадях более широкого распространения тел ультрабазитов и базитов кингашского комплекса. Большая их часть располагается в зоне Канского глубинного разлома и оперяющих его дизъюнкт ивов, а также в пределах очаговых зон вулканизма и вдоль радиальных разломов, отходящих от них. Интенсивность локальных аномалий магнитного поля колеблется от 500 до 2000 нТл. Большинство их связано с выходами на поверхность ультрабазитов и базитов кингашского комплекса (рис. 2).

Таким образом, имеющиеся по району аэромагнитные и гравиметрические данные вполне можно использовать для выделения и картирования тел кингашского базальт-коматиитового комплекса. Нет сомнения, что наземное магнитометрическое и гравиметрическое профилирование позволяет выявлять участки с максимальной насыщенностью тел кингашских базальт-коматиитов.

ГЕОЛОГИЯ ПОРОД КИНГАШСКОГО КОМПЛЕКСА

Кингашский район является типичным представителем Канского зеле-нокаменного пояса и характеризуется максимальным проявлением метавул-канитов и интрузивов кингашского вулкано-плутонического базальт-коматиитового комплекса. Наиболее широко породы комплекса развиты вдоль Канского глубинного разлома. Здесь они сравнительно хорошо обнажены, вскрыты большим количеством горных выработок (пг^фами И канавами), разбурены скважинами колонкового бурения. В связи с этим их вещественный состав, структуры и текстуры, условия залегания и другие геологические особенности изучены довольно детально.

Рис. 2. Карта изолиний аномального магнитного поля (ЛТа, Н=50 м) и выходов пород кингашского базальт-коматиитового комплекса (Лазарев и др., 1999).

1 - гнейсы граяат-биотитовые, амфиболовые кингашской свиты (РЕ^кп); 2 - выход метакоматиитов и ассоциирующих с ними пород кингашского базальт-коматиитового комплекса; 3 - изолинии положительных интенсивных аномалий магнитного поля (АТа); 4 - зона Канского глубинного разлома; 5 - перспективные площади на поиски сульфидных медно-никелевых руд, выделяемые по аномалиям ДТ: 1 - Кингашская, 2

- Горелое Куе, 3 - Устьевая, 4 - Поперечное Куе; 6 - участки и площади, перспективные на поиски сульфидных медно-никелевых руд с платиной и золотом: 1

- Кингашский, 2 - Верхнекингашский, 3 - Среднее Куе, 4 - Кусканакский, 5 -Очагинский, б - Игильский, 7 - Горелое Куе.

Породы комплекса развиты в составе карбонатно-вулканогенно-терригенных отложений кузьинской толщи мощностью до 4 км, приуроченной к ядру Караганской синклинали. Положение образований комплекса среди этих отложений по вертикали и латерали сравнительно равномерное, но повышенные их объемы устанавливаются вдоль Канского глубинного разлома и оперяющих его дизъюнктивов. Вместе с вмещающими осадочными толщами они собраны в складки и метаморфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций. В целом они выделяются и картируются достаточно надежно, а сохранившиеся в них реликты позволяют уверенно устанавливать их исходные составы, структуры, текстуры, фациаль-ность и условия формирования.

В распределении пород кингащского комплекса ведущую роль играют стратиграфический и тектонический контроль. Приуроченность их к определенным стратиграфическим пачкам вмещающих отложений, вулканическим ритмопачкам и прослеживание их на этих уровнях по латерали, частое и тонкое переслаивание с вмещающими парапородами достаточно надежно доказывают, что они являются стратифицированными образованиями. Вместе с тем, нередкая пространственная связь с разломами указывает на их эндогенное происхождение (экструзивное, интрузивное). Наиболее важным является тот факт, что рассматриваемые порода иногда контролируются радиальными разломами, веером расходящимися от нескольких предполагаемых очагов вулканизма, приуроченных в основном к Канскому глубинному разлому и оперяющим его дизъюнктивам (Еханин, Некое, Шведов, 1998). Такая двойственность геологического положения рассматриваемых пород свидетельствует о их вулкано-плутонической природе происхождения.

Породы кингашского комплекса представлены всеми фациями от собственно эффузивных до субвулканических и гипабиссальных и развиты практически на всех известных стратиграфических уровнях кузьинской толщи. Среди них выделяются лавы и туфы основного и ультраосновного состава, слагающие согласные слои и линзы мощностью от 1-10 до 100 м, и ассоциирующие с ними субвулканические тела и мелкие интрузивы такого же состава различных размеров (Еханин, 1990). Они имеют простое, реже более сложное строение и нередко включают в себя слои и линзы вмещающих парагнейсов, кварцитов и мраморизованных известняков. Мощность таких толщ достигает 400-500 м и более, а протяженность варьирует от 1-2 км до нескольких десятков километров. Отмечаются изменения как мощности, так фациального состава образований комплекса по латерали от максимальной и более сложно фациально построенной в очаговых зонах вулканизма (реки Кингаш, Бол.Кузье, Прямое Кузье, Караган) до минимальной с монофациальным составом на значительном удалении от зон глубинных разломов (реки Горелое Куе, Тугусик). Установлено изменение их состава в этом же направлении от более магнезиальных пород до разностей с меньшим содержанием двуокиси магния. Одновременно изменяются степень намагниченности пород и характер магнитного поля от наличия четких магнитных аномалий в очаговых зонах до слабо выраженного магнитного поля в удалении от них.

В разрезе кузьинской толщи выделяются два крупных горизонта максимального насыщения вулкано-плутоническими образованиями. Первый (нижний) горизонт расположен в основании толщи и имеет мощность около 700 м. Второй (верхний) горизонт отстоит от ее подошвы на 1500-2000 м и имеет мощность до 1000 м. Оба они разделены преимущественно метаоса-дочными породами (гранат-биотитовые и амфиболовые гнейсы, мраморы, кварциты, мигматиты). Взаимоотношения между ними согласные.

Нижний горизонт был детально изучен (Корнев, Еханин, 1997) в западном крыле Караганской синклинали в двух сближенных разрезах по рекам Карагану и Бол.Кузье. Здесь снизу вверх по разрезу наблюдаются пять пачек:

1 - на монотонных метатерригенных отложениях верхов кулижин-ской свиты залегают ортоамфиболиты по базальтам и пикробазальтам. Отмечаются согласные линзы и слои серпентинитов. Мощность до 200 м;

2 - пачка метакоматшггов и их туфов и туфобрекчий. В средней части развиты метабазальты. На границе с третьей пачкой отмечаются согласные силлы метаперидотитов, металироксенитов и метагаббро мощностью до 50 м. В основании пачки в метакоматиитах выявлено сульфидное медно-никелевое оруденение. Мощность всей пачки 150-200 м;

3 - большая часть пачки сложена серпентинизированными метако-матиитами и меньшая тремолит-актинолитовыми породами по пикробазальтам. Отмечаются редкие слои лавобрекчий с вулканическими "бомбами". Мощность пачки 150 м;

4- в нижней части преобладают метакоматииты и тремолит-актинолитовые породы по пикробазальтам, а в верхней - ортоамфиболиты. Мощность около 200 м;

5- в нижней части серпентиниты по коматиитам с закалочными структурами типа сгоганфекс, вверху ортоамфиболиты по базальтам со значительным объемом прослоев и линз слюдяных сланцев и мраморов. Мощность около 200 м.

Этот разрез перекрывается биотатовыми гнейсами с линзами и прослоями мраморов мощностью до 1000 м.

Как видно из краткого описания нижнего горизонта кузьинской толщи этой части Караганской синклинали, он имеет в целом ритмическое строение и состоит из пяти пачек зачастую с преимущественным преобладанием в их низах метакоматиитов и метапикробазальтов, а в верхах - ортоамфиболитов по базальтам с прослоями метатерригенных отложений и мраморов. В целом снизу вверх по разрезу в пачках уменьшается мощность метакоматиитов и метапикробазальтов и увеличивается - метабазальтов и их туфов. Одновременно понижается магнезиальность пород. В нижней части нередки силлы субвулканических метаперидотитов, метапироксенитов и метагаббро.

Нижний уровень вулканитов кингащского комплекса сравнительно детально изучен также на северо-восточном крыле Караганской синклинали, где он прослежен широкой полосой от нижнего течения р.Кингаша на северо-западе до р.Кунгуса на юго-востоке. Вся имеющяяся информация указывает на то, что эта толща вулканитов вместе с вмещающими метакарбонатно-терригенными отложениями кузьинской толщи падает на юго-запад под углом 30-60°.

Наиболее детально нижний горизонт комплекса изучен по р.Кингашу в приустьевой части ручья Рудного (Кингашское месторождение), где он располагается в ядре Кингашской синклинали северо-западного простирания (Корнев, Еханин, 1997). Он на всю мощность разбурен колонковыми скважинами глубиной от 50 до 670 м и вскрыт по поисковыми линиями многочисленными шурфами и канавами в процессе оценки Кингащского медно-никелевого месторождения. Полученные в результате этих работ материалы, а также данные тематических геолого-петрологических исследований, позволяют говорить о том, что серпентинизированные ультрабазиты и тесно с ними ассоциирующие амфиболизированные базиты являются в основном стратифицированными и относятся к вулканогенным, субвулканическим и интрузивным образованиям сложного вулкано-шугонического кингащского комплекса.

Проведенные исследования позволили расчленить весь разрез нижнего горизонта, как и на юго-западном крыле Караганской синклинали, на пять пачек (Корнев, Еханин, Резников, 1997; Корнев, Еханин, 1997). Однако в них резко сокращается объем метаосадочных отложений и увеличивается роль субвулканических и собственно интрузивных пород, в силу чего толщу вулканитов ранее рассматривали как интрузивный (Дубинин, 1964) или субвулканический (Цыпуков и др., 1993) массив. Каждая из выделенных пачек включает в себя несколько вулканических потоков, разделенных маломощными слоями туфов того же состава и реже метаосадочных пород. В составе туфолавовых пачек устанавливаются маломощные (до 30 м) силлы метамор-физованных перидотитов, пироксенитов, габбро и образованных по ним серпентинитов и ортоамфиболитов. Вдоль ядерной части Караганской синклинали по зонам дробления залегают секущие интрузивы метаперидотитов, пикритоидов, пироксенитов, которые, возможно, являлись подводящими каналами для вулканитов кингашского комплекса.

Между всеми породами вулкано-плугонической толщи наблюдаются постепенные переходы. Более широко развиты коматииты оливин-клинопироксенового ряда, им подчинены оливин-ортопироксеновые и промежуточные разности. Большая часть силлов перидотитов, пироксенитов и габбро наблюдается в верхних ритмопачках.

В низах пачек, характеризующихся более высокомагнезиальным составом коматиитов, локализуется сульфидное оруденение, представленное вкрапленностью пирротина, халькопирита и пентландита.

Таким образом, рассматриваемый нижний горизонт в Кингашском районе представляется в целом сравнительно выдержанным по строению, набору ведущих пород, юс объему и составу. Выделенные ритмопачки коррелируют-ся между собой и в них меняются лишь мощность и общий валовый состав пород в зависимости от местоположения относительно очаговых зон вулканизма. На данной площади такие очаговые зоны намечаются в верховьях рек Кингаша (устье ручья Рудного) и Прямого Куе, где установлен большой объем собственно ультраосновных пород (коматиитов, перидотитов) с подчиненными пикробазальтами, пироксенитами, базальтами и габброидами. Эти зоны надежно фиксируются более четко выраженными локальными изомет-ричными и реже линейными магнитными аномалиями. Повышенный магнитный фон над такими участками и более контрастный характер магнитных аномалий, вероятно, обусловлены тем, что центры вулканизма имеют уходящие на большую глубину вулканические каналы, заполненные ультрооснов-ным материалом, характеризующимся повышенной намагниченностью.

Верхний горизонт насыщения кузыгаской толщи вулканитами кингашского комплекса бьш изучен в западном крыле Караганской синклинали (Корнев, Еханин, 1997). Он характеризуется более четко выраженным циклическим строением - чередованием слоев вулканитов существенно ультраосновного (коматиитового) и основного (пикробазальтового и базальтового) состава. В нем выделяются шесть ритмопачек и они повторяются на западном и восточном крыльях Караганской синклинали, занимая ее ядро.

Петрографическая характеристика пород кингашского комплекса

Ведущими породами кингашского вулкано-плугонического комплекса являются: метаморфизованные высокомагнезиальные и низкомагнезиальные коматииты, пикробаз альты, высокомагнезиальные базальты (меланобазальты), базальты, их туфы, перидотиты (гарцбургиты, лерцониты, верлиты), пй-роксеииты, долериты, габбро и их метаморфизованные производные - серпентиниты, тремолит-актинолитовые породы и ортоамфиболиты. Они слагают туфолавовые толщи, переслаиваются с парасланцами. До 10% объема пород комплекса приходится на субвулканические и гипабиссальные образования (перидотиты, пироксениты, габбро, долериты), которые пока еще плохо опознаются и остаются еще относительно слабо изученными, с трудом расчленяются и картируются. Они в основном отмечаются в линейных очаговых зонах вулканизма (реки Кингаш, Караган и др.). Все породы комплекса сформировались в одну фазу нижнепротерозойского вулканизма в период накопления осадочных отложений кузыгаской толщи караганской серии мощностью до 4 км.

Породы кингашского комплекса тесно связаны между собой постепенными переходами и образуют нормальный гомодромный ряд от высокомагнезиальных коматиитов и перидотитов до базальтов, долеритов и габбро. Резко преобладающими являются метаморфизованные коматииты, пикроба-зальты, базальты и образованные по ним соответственно серпентиниты, тремолит-актинолитовые породы и ортоамфиболиты. Туфы в комплексе занимают объем не более 5-10%. Последние , по сравнению с лавами, интенсивнее метаморфизованы, рассланцованы и превращены в различные сланцы и поэтому нередко плохо отличаются от вмещающих парапород и зачастую включаются в их состав.

Метакоматииты и серпентиниты по ним подразделяются на две разновидности пород - на высокомагнезиальные (М^О 30-40%) и низкомагнезиальные (М§0 20-30%), имеющие между собой постепенные переходы. Первая разновидность здесь и в дальнейшем именуется как метамеланокоматииты, вторая - метакоматииты. Эти две разновидности коматиитов слагают обычно одни и те же тела и вместе занимают до 35% объема кингашского комплекса, Метамеланокоматииты имеют чаще более светлую и зеленовато-серую окраску из-за резкого преобладания серпентина и реликтов маложелезистого оливина, а собственно метакоматииты характеризуются более темным цветом из-за относительно повышенного содержания пироксенов и образованных по ним амфиболов, хлорита и магнетита. В целом по внешнему облику они плохо различаются между собой и выделяются зачастую по петрографическим исследованиям и химическим анализам. Большая часть метамеланокоматии-тов чаще приурочена к нижним частям туфолавовых ритмопачек и сложена в основном серпентином. Коматииты с увеличением степени метаморфизма становится относительно более темными за счет выделения тонкораспыленного магнетита.

Высокомагнезиальные коматииты (меланокоматииты) это тонкомелкозернистые, иногда скрытокристаллические породы, монолитные, часто массивные, в которых отмечаются порфировидность, линейность, наблюдаются миндалекаменная неоднороднопятнистая текстура, шаровая отдельность и включения вулканических "бомб". Они состоят из оливина, клинопи-роксена (диопсид, авгит), ромбического пироксена (энстатит, бронзит) и замещающих их серпентина (лизардит, антагорит, хризотил), тремолита, талька, хлорита, флогопита и карбонатов. Акцессорные минералы: магнетит, хромит, пирит, пирротин. Степень замещения первичных минералов вторичными варьирует в очень широких пределах вплоть до полного их замещения и превращения исходных пород в серпентиниты и тремолит-серпентиновые ортосланцы без следов первичных минералов. Структура таких пород обычно спутанно-волокнистая, наблюдаются также реликтовые бластопорфировая и бластоспинифексовая. Отмечается нередко нацело серпентинизированное вулканическое стекло коматиитового состава, иногда с реликтами тонких удлиненных и пластинчатых кристаллов оливина, ортопироксена и клинопи-роксена и псевдоморфоз серпентина, тремолита и хлорита по ним, характерных для закалочной структуры спинифекс. Минералогический состав рассматриваемых и других пород комплекса показан в таблице 1.

В результате изучения состава ведущих минералов пород на микрозонде методом локального рентгеноспектрального анализа (Корнев, Еханин, Резников, 1997) установлено, что оливины содержат от 8,1 до 8,9% Ра - ми-нала (табл. 2). Клинопироксен определен как диопсид и частично диопсид-салит (табл. 3). По данным О.М. Глазунова (Тарасов и др., 1994), ромбический пироксен (бронзит) характеризуется таким составом: М§0 - 20,19%, РеО - 9,9%, А1203 - 23,45%. Хромшпинелиды, по данным изучения на микро-зокде, определены автором как хромпикотиты, субферрихромпикотиты и алюмохромиты и попадают в поле хромитов пород коматиитовой серии (табл. 4). Хромиты характеризуются высокими содержаниями цинка (до 0,9%) и марганца (до 4,5%), что присуще для хромитов из пород коматиитовой серии и наряду с другими данными доказывает принадлежность рассматриваемых пород к базальт-коматиитовой формации (Коматииты., 1988; Магматические., 1988).

Туфы метакоматиитов в целом идентичны по минеральному составу и химизму лавам, в связи с этим и высокой степенью метаморфизма пород трудно отличаются от них по обычным внешним признакам. В этом помогают сохранившиеся реликтовые туфообломочные структуры, наличие вулканических "бомб", которые иногда хорошо видны в обнажениях на выветре-лой поверхности. Состоят они также из резко преобладающего серпентина с

Таблица 1

Минералогический состав (об. %) пород кингашского комплекса в Кингашском районе

Ведущие породы Оливии Энстатит Диопсид Авгит Бронзит [ Основной | плагиоклаз Серпентин Тремолит 1 Тальк Хлорит Роговая обманка Хромит Магнетит Пирит, . пирротин

Меланокоматииты 0-80 0-10 0-20 10-70 1-10 0-5 0-5 1-3 1-5 1-2

Коматииты 0-70 0-20 0-15 0-10 10-60 1-20 0-10 0-3 0-10 1-3 1-5 1-2

Пикробазальты 0-20 0-5 0-10 0-20 0-10 0-10 0-20 0-30 0-30 0-1 1-10 0-50 0-1 1-3 0-1

Меланобаз альты 0-10 0-5 30-60 0-10 0-10 0-10 0-20 . 0-10 0-60 1-3 0-1

Базальты 0-5 0-10 30-50 . 0-10 0-40 0-2 0-1

Перидотиты 0-70 0-10 0-15 0-5 0-70 0-10 0-1 0-5 0-5 1-3 1-3 0-2

Пироксениты 0-20 60-80 60-80 0-15 0-15 0-1 0-10 0-7 0-20 0-70 1-2 0-1

Долериты, габбро 0-5 - - - 0-5 0-5 - - - - 0-10 0-40 - 1-2 0-1

Таблиц 2

Состав оливина метакоматиитов кингашского комплекса, мае. %

Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

1013) (1023-1) (1107) (1107-1) (1107-2) (1107-3) (1109) (1109-1) (1109-2) (11170) (1201) (1201-1)

БЮг 41,36 41,32 39,61 39,58 39,68 39,58 39,55 39,35 39,59 39,31 39,51 39,49

МёО 49,75 49,90 48,59 43,70 43,59 43,20 44,38 44,75 43,84 43,40 44,40 44,69

0 0,36 0,37 0,30 0,36 0,29 0,30 0,27 0,37 0,31 0,21 0,18 0,20

РеО 8,59 8,53 15,73 15,12 16,41 15,62 14,74 14,71 15,31 15,87 15,53 15,39

МпО 0,17 0,15 0,20 0,26 0,23 0,19 0,25 0,23 0,26 0,16 0,28 0,23

Сг203 0,01 0,03 0,02 0,04 0,00 0,03 0,05 0,05 0,16 0,06 0,00 0,00 тю2 0,01 0,02 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00 0,03

СаО 0,03 0,01 0,01 0,00 0,01 0,02 0,01 0,00 0,03 0,02 0,00 0,02

Сумма 100,28 100,33 99,49 99,06 100,22 98,94 99,26 99,47 99,50 99,04 99,90 99,87

Г 8,1 8,9 15,1 16,4 17,1 16,8 15,7 15,6 16,3 17,0 16,8 16,1

Примечание: 1-2 - метакоматииты р. Бол. Кузье; 3-10 - метакоматииты р. Горелое Куе; 11-12- метакоматииты р. Кингаш в устье руч. Рудного. В скобках номера проб. /=100 ¥е/¥г+М%. Анализы выполнены в лаборатории Института химии СО РАН.

Таблица 3

Состав кпинопироксена метакоматиитов кингашского комплекса, мае. %

Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

1214) (1117) (1174) (1174-1) (1214-1) (1201) (1107) (1109) (1107-1) (1107-2)

БЮг 53,89 53,69 52,31 51,96 51,41 52,62 50,90 51,80 52,88 47,70

ТЮ2 0,26 0,12 0,42 0,82 0,28 0,25 1,22 0,38 0,27 0,72

АЬОз 1,6 0,85 3,82 3,64 4,16 3,03 4,21 3,16 2,29 6,95

Сг203 0,16 0,37 1,07 1,15 0,63 0,65 0,94 0,89 0,36 2,64

Ре203 0,96 1,76 3,12 1,71 3,46 3,60 4,70 3,96 3,26 7,62

Ю 1,81 1,93 0,83 2,43 0,24 0,71 0,85 1,13 2,25 0,00

МпО 0,08 0,16 0,13 0,13 0,07 0,13 0,11 0,16 0,36 0,15

К^О 17,18 16,96 16,27 15,85 17,03 17,45 16,44 17,10 17,39 16,06

СаО 24,69 24,10 22,40 22,21 23,94 23,01 21,07 21,41 21,35 19,24

N320 0,11 0,23 0,92 0,77 0,06 0,46 1,13 0,66 0,54 1,02

Сумма 100,74 101,11 101Д9 100,67 101,28 101,91 101,57 100,65 100,95 102,10

Г 6,7 8,1 10,1 10,3 5,6 6,7 9,1 8,6 11,3 10,8

Примечание: 1, 5, б- р. Кингаш в устье руч. Рудного; 3, 4-р. Караган; 2, 7, 8, 9,10- р. Горелое Куе. В скобках номера проб.

Таблица 4

Состав хромшпинелида метакоматиитов кингашского комплекса, мае. %

Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

1052-Б) (1023-А) (1109-А) (1225) (1107-В) (1216) (1022-А) (1054-А) (1051-А) (1222-Б)

ТЮ2 0,21 0,24 0,17 0,31 0,21 0,29 0,28 0,02 0,34 0,41

АЬОз 15,84 33,10 40,18 29,29 37,65 29,12 26,64 11,79 14,77 19,93

Сг203 41,85 30,81 20,20 33,83 23,44 33,51 36,12 42,48 46,57 41,54

РеаОз 14,45 4,60 6,32 4,71 6,20 4,72 5,16 15,35 6,18 5,38

РеО 12,00 21,36 22,48 22,31 25,34 24,05 24,50 22,42 23,24 25,78

МбО 13,97 10,35 10,10 9,17 8,01 7,88 7,40 6,74 6,01 5,59

МпО 0,42 0,29 0,26 0,30 0,41 0,45 0,44 0,45 1,23 0,54

ЪпО 0,40 0,32 0,30 0,39 0,86 0,50 0,61 0,49 0,73 0,60

Сумма 98,94 101,07 100,01 100,31 102,11 100,50 101,13 99,75 99,07 99,77

Примечание: 1,8,9- верховье р. Карагст; 2, 7-р. Бол. Кузье; 3, 5-р. Горелое Куе; 4, 6, 10 - р. Кингаш в устье рун. Рудного. небольшой примесью тремолита, талька, актинолита, хлорита. Акцессорные минералы представлены магнетитом, хлоритом, пиритом и пирротином. Структура спутанно-волокнистая. Цементирующая масса по составу идентична обломкам этих пород.

Низкомагнезиальные коматииты связаны постепенными переходами с высокомагнезиальными и обычно плохо от них отличаются макроскопически при картировании. Они чаще всего слагают одни и те же вулканогенные туфолавовые толхци. Нередко в верхних частях толщ они образуют самостоятельные туфолавовые тела. Это обычно тонко- и мелкозернистые породы массивной и сланцевой текстуры. В них отмечаются шаровая отдельность, лавобрекчии, миндалекаменная текстура и вариолитовая структура.

Менее измененные разности пород состоят из оливина, клинопироксе-на (диопсид, салит, авгит), ортопироксена (энстатит, бронзит) и замещающих их серпентина, тремолита, хлорита и талька. В наиболее сохранившихся от метаморфизма участках пород устанавливаются реликты серпентинизиро-ванного вулканического стекла того же состава, но с реликтами мелких удлиненных и тонкопластинчатых кристаллов оливина, диопсида, энстатита и псевдоморфоз по ним серпентина, тремолита и хлорита. Их расположение в породе чаще субпараллельное. Основная тонкозернистая (тонкочешуйчатая) масса вулканического стекла серпентинизирована и хлоритизирована. Нередко видна четкая закалочная структура спинифекса, характерная для коматии-тов. Оливин, пироксены и псевдоморфозы по ним зачастую представлены в виде порфировых вкрапленников. Отмечается вариолитовая структура.

В таблице 1 видно, что ведущими минералами исходных пород были оливин и клинопироксен, составляющие вместе до 90% их объема. Они замещаются - первый серпентином, тальком и тремолитом, а второй хлоритом и амфиболом тремолит-актинолитового ряда. Отмечаются энстатит и реже бронзит, замещающиеся серпентином, тремолитом и реже хлоритом. Акцессорные минералы: хромит, магнетит, пирит и пирротин. Составы оливинов, пироксенов и хромшпинелидов этих пород показаны в таблицах 2, 3,4.

Пикробазальты являются переходными породами между ультраосновными и основными разностями и занимают до 30% объема пород комплекса. Это обычно мелкозернистые породы массивной и рассланцованной текстуры. В них отмечаются шаровая отдельность, лавобрекчии и туфобрек-чии того же состава. Зачастую они представляют собой тремолит-актинолитовые породы, ортоамфиболиты и серпентин-амфиболовые сланцы. В наиболее сохранившихся разностях наблюдается такой минеральный состав: клинопироксен (диопсид, авгит), оливин, хлоритизированное вулканическое стекло, серпентин, актинолит, хлорит, роговая обманка, иногда гранат, карбонат. Почти всегда отмечается (не более 15-25%) основной плагиоклаз (лабродор № 48-70), что резко отличает их от коматиитов (см. табл. 1). Они диагностируются также по преобладающему количеству вторичных амфиболов по пироксенам. Акцессорные минералы: магнетит, ильменит, апатит, пирит, пирротин. В реликтах вулканического стекла иногда наблюдаются мелкие лейсш и иголочки диопсида и оливина с параллельной или спутанно-волокнистой ориентировкой, напоминающей закалочную структуру спинифекс. Обычно эти породы имеют такие структуры: бластопорфировую, спутанно-волокнистую и гранонематоблаеговую.

Туфы пикробазальтов отличаются более неоднородным строением. Они характеризуются повышенной пористостью, пятнистностью, более выраженной слоистостью, неоднородностью состава и чаще более интенсивно рассланцованы и изменены. Состав обломков в них аналогичен цементирующей пикробазальтовой массе. Породы часто преобразованы метаморфизмом в альбит-тремолит-актинолитовые, хлоритовые сланцы и ортоамфиболи-ты. По минеральному составу и по химизму они аналогичны лавам пикробазальтов.

Меланобазальты и базальты занимают до 25-30% объема комплекса. Внешне эти две тесно связанные разновидности пород зачастую не различаются и имеют постепенные переходы между собой и с пикробаз альтами. Для них характерны тонко- и мелкозернистое строение, массивная и рассланцо-ванная текстуры. Наблюдаются разности с шаровой текстурой и лавобрекчии. Меланобазальты чаще имеют более меланократовый облик, содержат в своем составе больше пироксена и замещающих его роговой обманки и хлорита. Отмечаются порфировидные и миндалекаменные разности пород. Интенсивно метаморфизованные их разновидности имеют облик обычных ортоамфи-болитов и амфиболовых ортосланцев.

Минеральный состав: основной плагиоклаз (Лабрадор № 50-70), клино-пироксен (авгит - с = 41-43°), реже оливин (до 5-10%), вторичные минералы представлены обыкновенной роговой обманкой (с N3 = 16-18°), хлоритом. эпидотом, альбитом, биотитом, гранатом, карбонатом и кварцем. Отмечаются реликты хлоритизированного вулканического стекла. Наблюдаются порфировидные разности пород с выделениями основного плагиаклаза и авгита. Структуры пород: бластоофитовая, интерсергальная и нематогранобла-стовая. Большая часть пород преобразована метаморфизмом в альбит-хлорит-амфиболовые сланцы и ортоамфиболиты.

Близкий минеральный состав имеют туфы базальтов и меланобазаль-тов, которые характеризуются мелкозернистым строением, массивной и сланцеватой текстурами и неоднородным обликом. Окраска пород темнозеленая и нередко почти черная. Помимо обломков базальтов они иногда содержат включения осадочных пород - кварцитов, мраморов, сланцев.

Субвулканические и гипабиссальные дайковые и силловые породы имеют ограниченное распространение. Объем их не превышает 10%, что является характерным для данной серии пород. Среди них выделяются три ведущие разновидности пород: перидотиты, пироксениты, долериты и габбро, имеющие между собой постепенные переходы и к собственно эффузивным аналогам. Метаморфизованные их разности также представлены соответственно серпентинитами, тремолит-актинолитовыми породами и ортоамфибо-литами. Зачастую они имеют более массивную текстуру и нередко порфиро-видный облик и четче выраженное зернистое строение. В них, в отличие от лав, отмечается более крупнозернистое (до среднезернистого) строение. По этим признакам и секущим контактам они с большим трудом выделяются и картируются.

Перидотиты чаще слагают согласные пластовые тела среди туфолаво-вых коматиитовых толщ комплекса мощностью от 1-2 м до нескольких десятков метров. Они состоят из серпентинизированного оливина и серпентина (до 80%), энстатита (до 10%), диопсида (до 10%), авгита (до 1-5%), тремолита, талька, хлорита, магнетита, хромита, пирита, пирротина. Структура реликтовая панидиоморфнозернистая и спутанно-волокнистая. В отличие от коматиитов, в них устанавливаются реликты полнокристаллической и панидиоморфнозернистой структур.

Метаперидотиты сравнительно детально изучены на площади Кингаш-ского месторождения по скважинам колонкового бурения. По минеральному составу, структурно-текстурным признакам и петрохимическим особенностям выделяются гарцбургиты, верлиты и лерцолиты, имеющие между собой постепенные переходы. Зачастую они интенсивно серпентинизированы. В них наблюдаются в основном мелкозернистое и порфировое строение, отмечается зональностью минералов, что указывает на близповерхностные и субвулканические условия формирования.

Минеральный состав серпентинизированных гарцбургитов в целом такой: антигорит (60-80%), оливин (0-10%), энстатит (0-10%), тремолит (010%), куммингтонит (0-10%), тальк (0-5%), магнетит (5-10%). Структура бла-стогипидиоморфнозернистая. Отмечаются реликты удлиненных кристаллов энстатита, замещающихся куммингтонитом, тремолитом и магнетитом.

Серпентинизированные верлиты - это зеленовато-серые до черных средне- и мелкозернистые массивные породы с бластогипидиоморфнозерни-стой структурой. Текстура чаще пятнистая. Они состоят из оливина (0-50%), авгита (0-30%), бронзита (0-5%), серпентина (20-70%), тремолита (0-50%), куммингтонита (0-10%), хлорита, флогопита (0-10%), талька (0-5%). Оливин замещается в центральных частях зерен пластинчатым антигоритом, по краям - хризолитом, иногда тальком, что подчеркивает его первичную зональность. Моноклинный пироксен замещается тремолитом и куммингтонитом. Состав оливина, по A.B. Тарасову и др. (1991), такой (в %): Fa - 10-16; MgO - 40,1 -40,85; FeO - 11,26-13,46;№0-0, 12-0,36; состав авгита: MgO - 16-20; СаО -20-23; FeO - 3-9. В серпентинизированных лерцолитах, наряду с преобладающим оливином, наблюдаются повышенные количества авгита, замещающегося тремолитом (30-40%), и бронзита (5-10%). Структура бластогипидио-морфозернистая, Они характеризуются повышенным содержанием кальция.

Пироксениты распространены меньше, чем перидотиты, и имеют с ними постепенные переходы. Зачастую они представлены мегаморфизован-лыми разностями и состоят из вторичных тремолита, куммингтонита, акти-нолита, клиноцоизита, эпидота, хлорита, серпентина, альбита, кварца, реликтов диопсида (с Ng = 36-39°) и авгита (с Ng = 36-39°); постоянно отмечаются основной плагиоклаз (№ 45-60) и оливин, замещающийся серпентином. Акцессорные минералы: магнетит, пириг и пирротин. Структура пород реликтовая панидиоморфнозернистая и гранонематобластовая. При интенсивной амфиболизации они преобразованы в ортоамфиболиты и тремолит-актинолитовые порода. Макроскопически они характеризуются мелко- и среднезернистым строением и массивной текстурой. При увеличении в породах оливина до 20-30% они постепенно переходят в оливиновые пироксениты. Ведущими являются клинопироксениты и оливиновые клинопироксени-ты. Последние нередко относятся к пикритоидам, которые в отличие от перидотитов содержат двуокись магния в пределах 20-30%.

Долериты и габбро встречаются совместно, образуют одни и те же тела, имеют между собой постепенные переходы и зачастую выделяются как габбро-долериты. Долериты - это мелкозернистые и равномернозернистые породы, массивной и реже рассланцованной текстуры. Состоят они из основного плагиоклаза (№ 50-60), авгита (с Ng = 41-43°),вторичной роговой обманки, хлорита, эпидота, биотита и реже граната. Акцессорные минералы: магнетит, апатит, пирит, пирротин. Структура бластоофитовая, бластогипи-диоморфнозернистая. Габбро имеют тот же состав, но характеризуются более крупнозернистым (до среднезернистого) сложением и массивной текстурой. Породы имеют постепенные переходы к пироксенитам.

Химическими анализами установлены две группы оливинов (см. табл. 2): одна с пониженной железистостью (/ = 8,1-8,9) в высокомагнезиальных коматиитах (№ 1023, 1023-1), другая с более высокой железистостью (/ = 15,1-17,1) в собственно коматиитах(№ 1107, 1107-1, 1107-3, 1107-4, 1109-2).

Оливины в высокомагнезиальных коматиитах характеризуются повышенным содержанием двуокиси магния, никеля и пониженным - двуокиси железа, а в коматиитах наблюдается относительно более низкое содержание двуокиси магния и никеля и более высокое - двуокиси железа.

По коматиитам кингашского комплекса автором выполнено 10 химических анализов клинопироксенов из трех участков (реки Кингаш, Караган, Горелое Куе). Клинопироксены характеризуются изменчивым химическим составом (табл. 3) и относятся к одному непрерывному ряду: высококальциевые диопсиды (№ 1-2), диопсид-салиты (№ 3-8), авгиты (№ 9-10). Все они являются Ыа-содержащими. Авгиты характеризуются повышенной концентрацией А1203 (4,21-6,95%). Сумма железа варьирует от 5,6% в высококальциевых диопсидах до 10,8% в авгитах. Повышенные глиноземистость и же-лезистость клинопироксенов указывают на принадлежность рассматриваемых пород к коматиитовой серии.

Состав хромшпинелидов определен по 10 пробам (см. табл. 4) из четырех участков (реки Кингаш, Караган, Бол. Кузье и Горелое Куе) в высокомагнезиальных коматиитах и коматиитах. В первых они содержат более высокое количество трехокиси хрома в переделах 33,51-46,57%, во-вторых оно обычно ниже 33,51 %. Состав их изменяется от пикогитов до хромитов. Наиболее магнезиальные и хромистые хромшпинелиды высокомагнезиальных кома-тиитов содержат аномально высокие концентрации цинка (до 0,86%) и марганца (до 3,02%). Данная особенность характерна для хромшпинелидов ко-матиитов (Коматииты., 1988). По данным М.Ю. Цыпукова (1993, 1994), большинство хромшпинелидов Кингашского района является сложнозональ-ными, в их зернах от центра к краю уменьшаются содержания магния, хрома и увеличиваются - железа и титана. Такая зональность указывает на вулканогенное происхождение пород.

Кроме того, О.М. Глазуновым (Тарасов и др., 1994) определены составы минералов по перидотитам на Кингашском медно-никелевом месторождении. Так, по верлитам состав их такой: оливин - Ра - 10-16%; - 40,1040,85%; РеО - 11,25-13,46%; №0 - 0,12-0,36%; авгит: N^0 - 16-20%; СаО-20-23%; РеО - 3-9%; алюмохромит: Сг203 - 26-30%; А1203 - 30-31%; РеО -26-34%; МёО -1-2%.

Таким образом, приведенные данные подтверждают единство рассматриваемых пород кингашского базальт-коматиитового комплекса и постепенные между ними переходы не только по валовому химическому и минеральному составу, но и по составу их ведущих минералов, которые близки составам тех же минералов из пород коматиитовой серии других регионов мира (Зеленокаменные., 1988). Все это подтверждает отнесение рассматриваемых пород к этой серии, выделение их в составе единого плутоно-вулканического базальт-коматиитового комплекса.

Петрохимические особенности пород

По Кингашскому району выполнен большой объем химических анализов, в том числе по никелю, меди, кобальту, хрому, платине, золоту и другим элементам. Они достаточно полно характеризуют все породы комплекса на всей площади района и по всему стратиграфическому разрезу. Наиболее детально распределение элементов изучено в разрезах по скважинам № 4 и 8 (рис.3). Детальные минералогические и петрохимические исследования позволяют с большой надежностью выделять все имеющиеся разновидности пород района и делать выводы о направленных изменениях их составов по вертикали и латерали и связи с ними оруденения.

Все рассматриваемые породы комплекса, несмотря на наложенные процессы метаморфизма, имеют широкий диапазон изменения по составу и отвечают типичным коматиитам, пикробазальтам, меланобаз альтам, базальтам, долеритам, габбро, пироксенитам, перидотитам (рис.4). Они близки по составу ведущих компонентов и между ними имеются постепенные переходы. Среди них не выделяются по составу какие-либо особые группы пород, не установлено субщелочных и щелочных разностей. В целом они характеризуются повышенным содержанием магния, низким отношением СаО/А12Оз (не выше 1,0) и незначительной концентрацией алюминия, щелочей и титана.

На приведенных диаграммах видно, что рассматриваемые породы комплекса занимают поля ультраосновных и основных пород, образуют единый петрохимический ряд от высокомагнезиальных коматиитов и перидотитов до базальтов, долеритов и габбро нормальной щелочности, что вместе с данными петрографии, геохимии и геологического положения доказывает их принадлежность к коматиитовой серии и единому кингашскому базальт-коматиитовому комплексу. Ультрабазиты комплекса отличаются от офиолитов, в том числе от дунит-гарцбургитовых ассоциаций (Магматические., 1985), тем, что в них повышены содержания железа, алюминия, титана, кальция, щелочей и понижены - магния.

Все химические анализы пород комплекса Кингашского района вынесены на классификационную диаграмму (рис. 4а), на которой они образуют единую непрерывную полосу от высокомагнезиальных коматиитов до базальтов и габбро нормального ряда с закономерным увеличением щелочности параллельно с повышением содержания в них кремнезема. Субщелочные разности среди них отсутствуют. и и и и и л и и и и и — 1Г

247,0 н

О 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 кг ■ I n1, вес %

10 15 20 25 30 35

20 м

М(*0, вес%

С-8

Рис. 3. Литологические колонки по скважинам 4 и 8 (руч. Рудный, левый приток р. Кингаш) с распределением М§0 и № в породах кингашского комплекса.

5Н На0+КО,вес.% 4 Щелочные породы

Субщелочные породы

- о* ® ой

Извесгков

• /"¡¡Г * по

• о о ■ • О

Извесгково-щелочные породы

• 1 • 2

ОЗ ®4 ▲ 5 и 6 П 7 I. 8 © 9 ---10

36 38 40 42 44 46 1 1- 48 50 52 54 56

Ультраосновные | Основные [ Средние а) 1-2 - лавы коматиитов высокомагнезиалышх (1) и низкомагнезиальных (2); 3-шисробаз альты; 4 - меланобазальты; 5 - базальты; б - перидотиты; 7 - пироксениты; 8 -долериты, габбро-долериты; 9 - средние составы пород; 10 - вариационная линия состава пород. о I; • 2;®3;А4;Д5,и6;п7;1.8;©9;—Ю;-о!1;<?12 б) 1-2 - лавы коматиитов высокомагнезиалышх (1) и низкомагнезиальных (2); 3-пикробазальты; 4 - меланобазальты; 5 - базальты; б - перидотиты; 7 - пироксениты; 8 -долериты, габбро-долериты; 9 - средние составы пород; 10 - вариационная линия состава пород; И - поля составов вулканических и гипабнссальных пород (Магматические ., 1985); 12 - поле пород коматиитовой серии известных коматиит-базальтовых комплексов Балтийского щита, Канады, Австралии и Южной Африки. мёо

• 1 • 2 О 31 4 I 5 и 6 Л7 Г 8 @ 9 в) 1-2 - коматшпы высокомагнезиальные (1) и низкомагнезиальные (2); 3 - пикробазальты; 4 -высокомагнезиальные базальты; 5 - базальты; 6 - Перидотиты; 7 - пироксениты; 8 - долериты, габбро-долериты; 9- средние составы пород. г) 1-2 - коматииты высокомагнезиальные (1) и низкомагнезиальные (2); 3 - пикробазальты; 4-5 -базальты высокомагнезиальные (меланобазальты) (4) и базальты (5); 6 - перидотита; 7 - пироксениты; 8 -долериты, габбро-долериты; 9 - перидотиты кулибинского дуннт-пироксенит-габбрового комплекса; 10 -средние составы ведущих пород; 11 — вариационная линия состава пород комплекса.

Рис.4. Положение . составов пород кингашского вулканогенно-плутоногенного базальт-коматиитового комплекса Кингашского района: а) - на диаграмме БЮг - (ИагО + К20); 6) - в координатах А (А1203 + СаО + Ка20 - К20) - в (БЮг - Ре203 + БеО + MgO + МпО + ТЮг), вес. %; в) - на диаграмме МдО - СаО - А12Оз; г) - на диаграмме А12Оэ

ЕеО РеО + М^О

На статистической диаграмме (рис. 46) породы комплекса образуют единый непрерывный сравнительно узкий рой от высокомагнезиальных ко-матиитов и перидотитов до базальтов и долеритов. Более компактно на диаграмме расположены коматииты и базальты. При этом большая часть первых попадает в поля пикритов, в том числе собственно коматиитов и меймечитов, частично в поля гарцбургитов, лерцолитов и верлитов, являющихся интрузивными аналогами коматиитов. Пикробазальты, меланобазальты и базальты (коматиитовые базальты и базальты) находятся в полях клинопироксенитов и базальтов. В целом все они располагаются в поле пород коматиитовой серии известных коматиит-базальтовых комплексов мира.

Принадлежность рассматриваемых пород к одному комплексу и к коматиитовой серии видна также на тройной диаграмме (рис. 4в), на которой составы всех пород располагаются в поле коматиитовой серии. То же самое относится к средним составам: они постепенно изменяются от высокомагнезиальных коматиитов через пикробазальты до базальтов. Последние частично располагаются в поле толеитов, что является характерным для коматиитовой серии. Коматииты И толеиты, как показывает мировой опыт (Магматические., 1988), часто ассоциируют и образуют совместные комплексы и формации (коматиит-толеитовые). В поле пород известково-щелочной серии они не переходят.

Принадлежность пород рассматриваемого комплекса к коматиитовой серии с переходом ее к толеитовой наблюдается также на диаграмме глино-зем-железистость (рис. 4г). Они не выходят за пределы поля коматиитов-толеитов и образуют единую непрерывную линию от высокомагнезиальных коматиитов и перидотитов до базальтов и долеритов, причем излившиеся, субвулканические и гипабиссальные породы составляют один общий тренд.

Таким образом, практически одинаковое положение химических составов рассматриваемых пород квнгашского комплекса на разных петрохимиче-ских диаграммах свидетельствует об их генетической общности и принадлежности к одной коматиитовой серии. Вариационная линия их состава располагается в поле пород известных базальт-коматиитовых комплексов мира (Конди, 1988). Диаграммы доказывают единство и генетическое родство ультраосновных и основных разностей пород и возникновение их из единой базит-ультрабазитовой магмы.

Геохимическая характеристика пород

Имеющиеся анализы элементов-примесей охватывают все разновидности пород, их количество вполне достаточно для полной их геохимической характеристики (табл.5). По сравнению с кларками, принятыми пока по трем провинциям, породы кингашского комплеса характеризуются повышенными содержаниями никеля, кобальта, стронция и бария по всему ряду, а также ванадия, меди и цинка - в базальтах (табл. 6).

В таблице 5 приведены средние содержания по 13 элементам-примесям во всех ведущих породах кингашского комплекса Кингашского месторождения и дисперсии по ним. Из нее видно, что рассматриваемые породы характеризуются обычным содержанием всех элементов-примесей, свойственных для пород ультраосновного-основного состава, относящихся к коматиитовой серии. В них наблюдаются повышенные содержания никеля, меди, кобальта, хрома и низкие - элементов сиалической группы (рубидий, стронций, цирконий, цинк). Изменение их содержаний обусловлено концентрацией петроген-ных элементов и, в первую очередь, магния и кремния (рис. 5). Отношение никеля к меди равно 3,5.

Наблюдается отчетливая сопряженность содержаний в породах комплекса никеля, меди, платины и магния. Как видно на рис. 5, с возрастанием в породах концентрации двуокиси магния последовательно увеличиваются содержания никеля и меди. Но эта тенденция сохраняется на интервале содержания двуокиси магния в пределах 10-35 %. При дальнейшем ее увеличении наблюдается снижение концентраций никеля и меди.

Эта же тенденция в изменении содержаний двуокиси магния и никеля видна на рис. 3, где на примере скважин № 4 и 8 показан характер корреляционных связей рассматриваемых компонентов. Необходимо подчеркнуть, что пробы по этим скважинам на химические анализы на магний и никель отбирались из одних и тех же образцов, что повышает достоверность и корректность выводов. На рисунке 3 видно, что максимальным содержаниям двуокиси магния в собственно коматиитах соответствуют пониженные количества никеля, а наиболее высокие его концентрации приходятся на интервалы с двуокисью магния в пределах 25-35 %. В породах с таким содержанием двуокиси магния зачастую располагаются сульфидные медно-никелевые руды (Еханин и др., 2000; Еханин, Некое, 1998).

Такие же данные получены Кингашской партией при изучении трех технологических проб по скважинам 12, 13 и 14 (Козырев, 1996). В первой пробе с двуокисью магния 30 % содержание никеля равно 0,8 %, во второй пробе соответственно - 35 % и 0,45 % и в третьей - 43 % и 0,3 %. Так же изменяются содержания в пробах меди, кобальта, золота и платины. Эти и другие данные свидетельствуют, что содержания никеля и меди в коматиитах увеличиваются с возрастанием в них двуокиси магния до 30-35 %, а далее

Таблица 5

Содержания элементов-примесей (п- в породах кингашского базальт-коматиитового комплекса в

Кингашском районе П.П. Си Zn Со V Сг Ni Rb Sr Zr Ва Li Sc Ga Ge So6in.

1 75,8 32,0 4.8 1.9 14,6 4,1 8,2 3,1 275,0 110,0 265,0 97,0 0,3 0,2 4,9 2,6 4,7 1,9 1,8 0,2 0,3 0,3 1,9 1,2 0,5 (60) 0,2 (60) 181,5 190,0

2 56,5 26,0 6,9 14,0 16,2 16,0 13,4 6,1 205,0 110,0 216,5 76,0 0,4 0,6 9,3 4,8 4.8 1.9 2,9 0,6 0,2 ОД 2,7 0,9 0,4 (43) 0,3 (43) 330,0 350,0

3 23,5 (10) 7,2 (10) 28,5 31,0 21,1 19,0 74,3 40,0 76,4 21,0 1,6 0,6 15,7 7,1 6,2 2,7 9.6 2.7 1,1 (7) 5,3 (Ю) 0,3 (36) 0,3 (40) 341,5 320,0

4 25,0 5,0 8,6 (14) 4,8 0,9 24,0 6,8 69,2 31,0 28,9 12,0 1,2 0,7 29,7 8,7 5,2 2,5 18,5 11,2 1,3 (5) 5,5 (7) 0,2 (40) 0,4 (40) 115,0 (12)

5 27,1 (12) 13,4 (9) 4,9 0,98 32,5 5,8 22,5 8,4 15,5 15,0 2,1 1,6 35,5 13,5 6,7 3,4 16,1 9,6 0,8 0,3 4,3 (5) од (45) 1,0 (45) 60,0 (10)

6 112,0 72,0 6,9 8,2 16,0 2,8 7,0 (10) 191,5 95,0 285,8 93,0 ОД (4) 3,1 (12) 1,5 (Ю) 23,5 (14) 0,2 (6) 4,2 (5) 0,5 1,2 291,5 (5)

7 64,5 31,0 9,5 7,0 7,5 6,3 26,0 (7) 60,8 (12) 75,5 (Ю) 1,2 (5) 13,5 (5) 1,4 (6) 20,4 (12) 0,8 (7) 6,1 (21) 0,3 0,2 20,0 (2)

8 14,6 20,0 10,5 6,7 6,7 (15) 32,1 (15) 38,5 (10) 21,4 (15) 1,4 (13) 26,7 (13) 5,7 (13) 19,5 (13) 0,7 (4) 4,8 (3) од 0,3 59,5 (3)

Примечание: 1-2 метакоматииты: 1 - высокомагнезиальные (58 проб), 2- низкомагнезиальные (45); 3 - метапикробазальты (38); 4-метамеланобазапьты (26); 5 -метабазапъты (36); 6- перидотиты (27); 7 - пироксениты (12); 8 -долериты, габбро (15 проб). Вверху - средние значения, внизу - среднеквадратичное отклонение, в скобках - число проб количественных спектральных и частично (до 10%) химических анализов.

Таблица б

Кларки концентраций элементов-примесей в ведущих породных группах кингашского комплекса

Ла п.п. Си Ъи Со У Сг № КЬ Йг 2г Ва

1 73,3 10,7 9,2 12,6 263,0 163,0 0,3 3,1 28,0 2,3

2 75,0 4,8 14,6 8,2 275,0 265,0 0,3 4,9 4,7 1,8

Кк 1,0 0,4 1,6 0,7 1,0 1,6 1,0 1,6 0,2 0,8

3 56,5 6,9 16,2 13,4 205,0 216,5 0,4 9,3 4,8 2,9

Кк 0,8 0,6 1,8 1,1 0,8 1,3 1,3 3,0 0,2 1,3

4 56,0 9,1 67,0 25,3 120,0 46,3 3,0 8,9 3,4 10,0

5 23,5 7,2 28,5 21,1 74,3 76,4 1,6 15,7 6,2 9,6

Кк 0,4 0,8 0,4 0,8 0,6 1,7 0,5 1,8 1,8 1,0

6 10,7 8,0 5,2 18,0 32,0 14,0 0,9 15,3 5,3 9,8

7 25,0 8,6 4,8 24,0 69,2 28,9 1,2 29,7 5,2 18,5

Кк 2,3 1,1 0,9 1,3 2,2 2,1 1,3 1,9 1,0 1,9

8 27,1 13,4 4,9 32,5 22,5 15,5 2,1 35,5 6,7 16,1

Кк 2,5 1,7 0,9 1,8 0,7 1,1 2,3 2,3 1,3 1,6

Примечание: 1, 4, 6-средний состав (кларк) коматиита, пикробазалъта, базальта коматиитовой серии (Южная Африка, Австралия Канада); 2, 3, 5, 7, 8 - средний состав высоко- и низкомагнезиального коматиита, пикробазалъта, меланобазаяьта и базальта кингашского комплекса. Кк — коэффициент концентрации относительно кпарка.

Рис.5. Вариационные диаграммы №, Си, Р1 относительно М§0 в породах кингашского базальт-коматиитового комплекса. Содержания: 1 2 - Си, 3 - Ри 4 - средние содержания N1 (5), Си (6) и Р1 (7) в базальтах (I), метабазальтах (П), пикробазальтах (Ш), коматиитах низкомагнезиальных (IV), коматиитах высокомагнезиальных (V). уменьшаются. Повышенные содержания никеля и меди характерны для сравнительно низкомагнезиальных коматиитов, содержащих двуокиси магния в пределах 25-35 %. В таких породах располагается основная масса медно-никелевых руд. Эту закономерность вполне можно использовать при поисках медно-никеловых месторождений, связанных с породами кингашского комплекса.

По уровню содержания и характеру распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) ультрамафиты и мафиты кингашского комплекса близки ко-матиитовым базальтам ВК1 и ВК2, по К.Конди (табл.7, рис. 6). Из даных таблицы 7 видно, что РЗЭ слабо фракционированы, а породы обеднены легкими лантаноидами.

Интрузивные породы Кингашского месторождения также характеризуются слабым фракционированием РЗЭ и ,по мнению А.Д.Ножкина с соавторами (1966), являются субвулканической фацией коматиитовой серии.

Данные по содержанию элементов-примесей в собственно коматиитах и метабазальтах (пикробазальтах, меланобазальтах и базальтах) подтверждают их единство. Они хорошо сопоставляются по геохимии и имеют общие тренды на различных вариационных диаграммах, зависимость содержаний редкоземельных элементов от концентрации магния, обеднение легкими лантаноидами относительно тяжелых (Филиппов, 1966; Цыпуков и др., 1993). Такие особенности характерны для магматических процессов и указывают на генетическую связь рассматриваемых пород.

Сравнительный анализ геохимии основных и ультраосновных пород из лавовых толщ и залегающих в них в виде самостоятельных субвулканических и шпабиссальных тел перидотитов, пироксенитов и габброидов подтверждает их близкий состав, единство и доказывает их образование из единой родоначальной базит-ультрабазитовой магмы. Геохимические и геолого-петрографические данные позволяют их относить к коматиитовой серии и к одному кингашскому комплексу. На это указывают близкие концентрации в них элементов-примесей, содержание металлов платиновой группы, преобладание палладия над платиной, общее обогащение легкими лантаноидами и высокие количества в хромшпинелидах сравниваемых пород цинка и марганца (Корнев, Еханин, Резников, 1997).

Таким образом, имеющиеся материалы по содержанию элементов-примесей вместе с данными по петрогенным элементам доказывают родство пород рассматриваемой ассоциации, сформированных в условиях от эффузивных до субвулканических и гипабиссальных, и на принадлежность их к одному базальт-коматиитовому комплексу. Все они образуют единую непрерывную линию от высокомагнезиальных коматиитов и перидотитов до ба

Таблица 7

Содержания редкоземельных элементов в породах кингашского комплекса (Ножкин и др.,1966) п.п. Порода п 1л Се № вш Ей ТЬ УЪ 1Д1

Покровная >аза

1 Коматиит 2 0,60 1,9 1,65 2,0 1,15 1,9 0,37 1,9 0,15 2,0 0,57 2,2 0,10 2,1 0,57 2,7 0,08 2,5

2 Пикробазальт 2 3,60 11,6 7,50 9,2 4,80 8,0 1,57 8,1 0,60 8,2 1,87 7,2 0,33 7,0 1,28 6,1 0,18 5,6

3 Оливиновый базальт 1 1,70 5,5 4,80 5,9 4,20 7,0 1,80 9,2 0,75 10,2 2,85 7,9 0,52 11,0 2,20 10,5 0,30 9,3

4 Меланобазальт 3 2,27 7,3 5,93 7,3 5,43 9,1 2,00 10,2 0,89 12,1 2,90 11,2 0,55 11,6 2,22 10,6 0,32 9,9

5 Амфиболит гнейсовидный 1 4,30 13,9 10,8 13,3 8,50 14,1 2,90 14,9 1,21 16,5 3,90 15,0 0,73 15,4 2,93 14,0 0,42 13,0

Субвулканическая фаза

6 Дунит(?) 1 1,10 3,5 2,60 3,2 2,80 4,7 0,64 3,3 0,20 2,7 - 0,13 2,7 0,45 2,2

7 Верлит 1 1,60 5,2 4,00 5,0 2,70 4,5 0,80 4,1 0,25 3,4 0,83 3,2 0,15 3,2 0,65 3,1 0,10 3,1

8 Меланогаббро 1 2,10 8,8 4,80 5,9 3,50 5,8 1,10 5,6 0,40 5,4 1,10 4,2 0,19 4,0 0,80 3,8 0,12 3,7

9 Габбро из дайки 2 3,20 10,3 8,60 10,6 7,15 11,9 2,45 12,6 0,95 12,9 3,20 12,3 0,58 12,2 2,00 9,6 0,28 8,7

Примечание: в нижней строке нормированные по хондриту содержания РЗЭ.

Ъа Се Рг N<1 Бш Ей вй ТЬ УЬ Ьи Рис.6. Распределение РЗЭ в породах кингашского комплекса (см. табл. 7): 1- коматиит, 2- шпсробазальт, 3- оливиновый базальт, 4- меланобазальт, 5- амфиболит гнейсовидный, б- дунит, 7- верлит, 8- меланогаббро, 9- габбро из дайки. зальтов, долеритов и габбро. Они имеют одинаковые тренды изменения содержаний элементов-примесей, в том числе рудных компонентов (медь, никель, кобальт и др.), в лавах, субвулканических и гипабиссальных телах. Все эти данные доказывают связь с породами комплекса медно-никелевого, платинового и золотого оруденения.

Породы кингашского комплекса во многом аналогичны таковым тор-жихинского и попутнинского базальт-коматиитовых комплексов Енисейского кряжа (Корнев, Еханин, Романов, 1998, 1999), где они также представлены непрерывным рядом от высокомагнезиальных коматиитов и перидотитов до базальтов и долеритов с постепенными переходами между собой. Вариационные линии их химического состава на однотипных диаграммах совпадают с таковыми кингашского комплекса (Корнев, Еханин, Резников, 1997). По особенностям химического состава породы кингашского комплекса аналогичны таковым базальт-коматиитовых комплексов коматиитовой серии Австралии, Канады, Индии, Карелии и других регионов мира (Гликсон, 1980; Граве, 1979; Золоторудное., 1988; Конди, 1983), располагающихся в зеле-нокаменных поясах.

Рудоносность пород кингашского комплекса

В породах кингашского базальт-коматиитового комплекса в пределах Кингашского рудного района часто наблюдаются повышенные содержания сульфидов меди, никеля и других металлов, локализованных в виде тонкой вкрапленности, прожилковых и линзовидных выделений. Они в одинаковой степени присутствуют в лавах, туфах, силлах и дайках этого комплекса,

В пределах северо-западной части Канского рудоносного пояса выделяются (с севера-запада на юго-восток) Кирельский, Кингашский и Малота-гульский рудные районы (Еханин, Некое, Шведов, 1998; Корнев, Еханин, Резников, 1997). Наиболее перспективным из них и сравнительно лучше изученным представляется Кингашский рудный район.

На площади Кингашского рудного района выделяются две рудные зоны: Караганская и Кингашская.

Караганская зона располагается на юго-западном крыле одноименной синклинали. В ней установлено много проявлений и точек минерализации золото-сульфидного типа, пока очень слабо изученных. В этой зоне, в отличке от Кингашской, более широко развиты ортоамфиболиты по пикробазальтам, базальтам. По долинам рек в пределах зоны известны многочисленные россыпи золота в современном аллювии. Источником золота этих россыпей, очевидно, являются сульфидизированные метакоматииты, метапикробазальты и метабазальты кннгашского комплекса, в которых установлены содержания золота до десятых долей грамма на тонну. Золото связано в основном с сульфидами.

Кингашская рудная зона приурочена к нижней части кингашского комплекса, сложенной наиболее мафитовыми породами мощностью до 700 м. В них отмечаются маломощные силлы серпентинизированных перидотитов (гарцбургиты, верлиты, лерцолиты), амфиболизированных пироксенитов и габбро. В этой зоне находятся Кингашжое месторождение, Верхнекингаш-ское, Куевское и Кусканакское перспективные рудопроявления и большое количество точек минерализации. В ее пределах выявлены многочисленные геохимические аномалии никеля, меди, платиноидов и золота (Еханин, 1990; Еханин и др., 1991,1998).

Площадь рудной зоны характеризуется повышенным полем силы тяжести и относительно высокой магнитностью пород. Здесь имеются несколько четких магнитных аномалий, несомненно связанных с выходами большого объема ультрабазитов кингашского комплекса. В эпицентрах таких аномалий располагаются Кингашское месторождение, Верхнекингашское, Куевское и Кусканакское рудопроявления. Они фиксируют скопления коматиитов и залегающих глубже перидотитов (в подводящем канале).

Сульфидное медно-никелевое оруденение приурочено к нижним частям вулканических циклов. Устанавливается увеличение содержаний меди и никеля в латеральном направлении, к подводящим каналам, приуроченным к Кингашскому разлому, совпадающему с осью Кингашской синклинали (Еханин и др., 1999; Корнев, Еханин, 1997).

Руды Кингашского месторождения расположены среди серпентинизированных и амфиболизированных ультрабазитов и базитов, слагающих, по данным одних исследователей, расслоенный массив (Тарасов и др., 1994), по мнению автора - ритмично построенную вулканогенную толщу метакоматии-тов, метапикробазальтов с силлами метаперидотитов, метапироксенитов и габброидов (Корнев, Еханин, Резников, 1997). Имеется точка зрения и о субвулканической природе рудовмещающих ультрабазитов и базитов коматии-товой серии (Цыпуков и др., 1993,1994).

Основу Кингашского месторождения составляют пластообразные и линзообразные рудные залежи, представляющие собой серпентинизирован-ные метакоматииты и пироксениты, залегающие согласно среди нижней ритмической базальт-коматиитовой толщи. Мощность рудных залежей варьирует от 1 до 270 м, а протяженность от нескольких десятков метров до 1 км и более.

Рудная минерализация охватывает весь разрез базит-ультрабазитовых разностей пород Кингашского месторождения, в незначительной степени развита в амфиболитах и гнейсах экзоконтактовой зоны. На месторождении выделяются сингенегичные интерстиционно - вкрапленные руды и эпигенетические вкраплено - прожилковые, брекчиевидные и массивные руды, а также рассеянная минерализация в дайках. Кроме того, на месторождении развиты в ограниченном количестве вторичные окисленные и силикатные руды (Еханин и др., 1991).

Вкрапленные руды распространены наиболее широко. Основная часть вкрапленных сульфидных медно-никелевых руд приурочена к ультрабазито-вой части разреза. В ней руды представлены рассеянно-вкрапленными, густо-вкрапленными и гнездово-вкрапленными разностями, преобразованными в зонах разрывных нарушений и приконтактовых частях даек в шлиров о- и прожилково-вкрапленные руды. Содержание сульфидов меняется от 1-2 до 15-20%, увеличиваясь с глубиной. Данные бурения колонковых скважин показывают, что мощность рудных тел меняется от 1-7 до 180-270 м. Рудные тела большей мощности выделяются в средней и нижней частях разреза ультрабазитов. Вкрапленные руды ультрабазитовой части разреза представлены пирротином (до 40-50%), пентландитом (до 15-20%) с подчиненным количеством халькопирита и магнетита (до 10%). Второстепенные минералы - хромит, валлериит, виоларит, кубанит, маккинавит, ильменит, сфалерит, борнит. К редким относятся - марказит, пирит, халькозин, титаномагнетит, молибденит, самородная медь и минералы платиновой группы (МПГ). Содержания никеля, меди, кобальта, золота и платиноидов по разрезу Кингашского месторождения приведены в таблице 8.

Из эпигенетических сульфидных руд среди ультрабазитов наиболее распространены массивные руды, представленные жилами мощностью от первых сантиметров (в пережимах) до 50 - 80 см (в раздувах). Текстуры руд преимущественно флюидально-полосчатые, массивные, реже пятнистые, полосчатые. Наряду с массивными рудами в ультрабазитовой зоне разреза отмечаются и эпигенетические брекчиевидные руды, развитые в зонах тектонических нарушений. Мощность их, по данным поискового бурения, меняется от 0,8 до 3,1 м. По текстурным признакам среди них выделяются брекчие-видно-полосчагые и брекчиевидно-пятнисгые. По минеральному составу они наиболее разнообразны. Главными рудными минералами являются: пирротин (10-35%), пентландит (15-20%), халькопирит и кубанит (по 10%); второстепенными - маккинавит, пирит, магнетит, борнит, ильменит, валлериит, виоларит, сфалерит; к редким относятся - титаномагнетит, гематит, халькозин, герсдорфит, маухерит, никелин, теллуриды никеля, свинца и серебра (мело

Таблица 8

Геолого - геохимическая характеристика Кингашского месторождения

Зона и её мощность в м Породы, руды Кол-во проб Сульфидная минерализация Содержание, Содержание, г/г Минералы Pt,P<vAu объём, % текстура основные минералы

Краевая экзо-и эндо-контактовая до 100 Кальцифиры 45 до 1-3 Вкрапленная, гнездово- вкрапленная Пирротин, пентландит, халькопирит ОН?,005-0 01 ои>;оо5-о;о1 й-до 0,01 РсНю 0.005

20-50 Тальк-хлорт-карбонатные породы 200 5-7 Вкрапленная Пирротин, пентландит, магнетит, халькопиоит N1-0,1-0,3 Си-04)1—0,15 Со-0,005-Ъ,04 Пи Р4-яо0,5 Аи-до^З А$-до 5,0 Соболевскит

Ультрабазитовая, до 400 Верлиты,оливиниты, перидотиты с вкрапленным сульфидным оруденением 1555 3-5, иногда до 15-20 Тонко- и густо- вкрапленная, шлировая, прожилково- вкрапленная, свдеронитовая Пирротин, пентландит, магнетит, халькопирит N1-03-1,4 С1нЩ-0,7 Со-0,005-0,03 Сг-0>-1,б Й->1,0 ра- >/.0 Аи-до3,0 А$-щ>20,0 Соболевскит, мончеигг, сперрилиг, подловит, ирарсиг, тетраферропла- таиа, электрум

Массивные и брекчиевидные сульфидные руды 10 50-90 Брекчиевадная, флюидально-полосчатая, массивная Пирротин, пентландит, халькопирит, кубанит М-до 10,0 Си-до 5,0 Со-до 0,11 Р1,1ЧАи-первые граммы майченерет, соболевскит, фрудаг, паоловиг, котульскит, электрум, кюстелиг

Сиял. Пироксениты, Авгиговые, диопсидовые пироксениты, верлиты, пироксениты, габбро, мелаиокоатовые гаобво 150 3-5 Вкрапленная пирротин, пентландит, халькопирит, магнетит N¡-0,1-0,3 Си-0,605 - 0,2 Со-0,005-0,02 СуммаКиРс!-до0,8

Силл габброидов, до 400 Пироксениты, габбро-пироксениты, габбро, леикократовые габбро 500 5-7, иногда до 1045 Вкрапленная, гнездово- вкралленная пирротин, халькопирит, пирит, магнетит N¡-0,01-02 Си-0.01-(Г1 Со-0,б05-0,ЙЗ Сумма Р1иРс1-ДО0.5

Дайки основного состава Амфиболиты, горнблендиты 22 един, зёрна Вкрапленная Пирротин, халькопирит, N¡-0,03-ОД Си-0,01 -0,о6 Со-0,005-0,01 Р1-до 0,2 Р(1-до 0,1

Дайки кислого состава Шагиограниты, олигоклазиты, пегматиты, кварц-полевошпатовые метасоматиты 50 до 5 Гнездово-вкрапленная пирротин, пентландит, халькопирит, пирит N1-0.01 —0,03 Си-Й,005-6,03 Со-0,005-0,008 Р1-до 0,5 Р«1-до0!з Соболевскит

Вмещающие массив породы Амфиболиты, плагиоамфиболиты, биотитовые гнейсы 100 до 1 Вкрапленная Пирит, редко пирротин, халькопирит N¡-0,005 -0,003 Са-ё,005-0,002 Со-0,005-0,003 Рг, ра, Аи-:по|Щ1чески нит, алтаит, гессит), самородное золото, электрум, юостелит и минералы группы платины.

Сульфидная медно-никелевая минерализация установлена в силлах, сложенных габброидами и пероксенитами. В габброидах она представлена тонковкрапленной, рассеянной минерализацией, составляющей не более 57% от общего объёма пород. Лишь в редких случаях количество её достигает 15%. Руды сложены пирротином и магнетитом, пентландит и халькопирит редки.

Оруденение, связанное с дайками кислого состава (плагиограниты, альбититы), относится к эпигенетическому типу и представлено вкрапленными и гнездово-вкрапленными рудами. Наибольшее значение имеют последние, которые отмечаются как в самих дайках, так и в ультрабазитах. Главными рудными минералами являются: пентландит (45 - 65%), халькопирит (30 - 40%), пирит (10 - 25%), пирротин (10 - 15%); второстепенными -маккинавит, виоларит, кубанит, магнетит, борнит, миллерит, ильменит, вал-лериит, сфалерит; редкими - молибденит, галенит, халькозин, теллуриды свинца и серебра, минералы группы платины и золота.

Минералогический состав руд Кингашского месторождения очень разнообразен (Еханин, Филипов, Аникеева, 1991). Главными рудными минералами являются пирротин, пентландит, халькопирит и магнетит (рис. 7). Химические составы некоторых рудных минералов приведены в таблице 9.

Наибольшее количество МПГ обнаружено в брекчиевидных халькопи-рит-кубанитовых рудах нижней ультрабазитовой части, где широко проявлена ассоциация теллуридов (алтаит, гессит, мелонит), с которой, в основном, и связана платиноидная минерализация. Среди МПГ резко преобладают спер-рилит и минералы системы Рс1 - В1 - Те (табл. 10): майченерит, меренскиит, соболевскит. Реже развиты котульскит, фрудит, мончеит, паоловит. В единичных случаях обнаружены тетраферроплатина и ирарсит.

Кроме МПГ в составе вкрапленных и брекчиевидных руд месторождения, а также в коре выветривания, выявлены золото, электрум, юостелит, ау-рикуприд, тетрааурикуприд, амальгама золота и серебра и гессит.

Высокопробное золото обнаружено в тяжелой фракции рыхлых отложений месторождения. Размеры зерен достаточно большие (до 0,5 мм). Совместно с ним были диагностированы амальгама и сплавы золота с медью. Анализы минералов приведены в таблице 11.

Электрум отмечен во вкрапленных рудах зоны окисления, а также совместно с юостелитом в халькопирит-кубанитовых брекчиевидных рудах. п.п.

Этап

Стадия

Магматический раннемагма-тическая позднемагма-тическая автометаморфическая

Постмагматический регионального метаморфизма

Гипергенный гидротермального метаморфизма

1 оливин

2 пироксен

3 плагиоклаз

4 хромит

5 титаномагнетит б еперрилит 1

7 тетраферроопатина

8 троилИТ

9 пирротин

10 пентландит

11 халькопирит

12 кубанит

13 ильменит

14 магнетит

15 серпентин

16 амфибол

17 мусковит

18 флогопит

19 графит

20 эпидот

21 сфалерит

22 маккинавит

23 виоларит

24 хлорит

25 валлериит

26 гранат

27 миллерит

28 пирит

29 карбонат

30 тальк

31 сфен

32 борнит

33 молибденит

34 кварц

35 самородная медь

36 самородное золото I

38 никелин

39 маухерит

40 галенит

41 паркерит

42 брейггауптит

43 мелонит

44 алтаит

45 гессит

46 паоловит

47 майченерит

48 меренскиит

49 соболевскит

50 котульскит

51 мончеит

52 фрудиг

53 аурикуприд

54 тетрааурикуприд

55 электрум

56 кюстелит

57 сперрилит2

58 ирарсит

59 герсдорфит

60 гидроокислы железа

61 гематит

62 ковеллин

63 халькозин

64 азурит

65 малахит

Структуры

Сидеронитовая, панидиоморфнозернистая, гипидиоморфнозернистая

Замещения

Метазернистые, псевдосИдеронитовые, гранобластовые

Идиоморфнозернистая, гипидиоморфнозернистая, метазернистая

Реликтовая, каемочная, типа «птичьего глаза»

Текстуры

Вкрапленная

Вкрапленная

Вкрапленные, флюид альнополосчатые, массивные

Массивная, брекчеевидная, прожилково-вкрапленная, шлирово-вкрапленная

1-

-------, 4

Рис.7. Схема последовательности минералообразования в породах и рудах Кингашского месторождения. Минералы: 1 - главные; 2 -распространенные; 3 - малораспростаненные; 4 - редкие.

Таблица

Химический состав рудных минералов Кингашского месторождения, вес. % п.п. Минералы Ге N1 Со Си РЪ гп 8 Аэ В( вь Те Сумма

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 и 12 13 14

1 2 3 4 5 6 Пирротин н 60,72 59,65 63,19 63,10 61,77 62,12 0,02 0,01 0,03 0,02 0,04 0,03 0,09 0,06 0,02 0,00 0,02 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,08 0,03 0,03 0,00 0,00 0,01 0,00 37.78 36,60 36,57 36,74 36.79 36,78 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,16 0,06 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 98,88 96,58 99,81 99,86 98,63 98,93

7 8 9 10 11 12 13 Пентландит н 37,36 34,33 32,05 35,15 35,14 35,04 34,85 28,09 31,22 32,98 31,94 32,12 32,39 32,24 0,62 0,69 0,68 0,53 0,54 0,60 0,62 0,04 0,05 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,05 0,03 0,00 0,03 0,00 0,02 0,03 0,04 33,32 31,85 31,58 31,88 31,83 33,08 32,97 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,12 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 99,63 98,14 97,33 99,50 99,65 101,14 100,72

14 Маккинавит 56,22 4,91 0,68 0,29 0,13 0,00 35,54 0,00 0,14 - 0,00 97,91

15 16 17 18 Герсдорфиг 7,93 19,04 4,80 4,75 15,64 8,36 16.23 16.24 14,39 13,64 15,26 15,35 0,04 0,33 0,02 0,07 0,00 0,03 0,08 0,01 0,01 0,13 18,95 23,63 18,27 19,79 45,09 36,95 47,50 46,18 0,10 0,16 0,09 0,09 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 102,15 102,27 102,25 102,50

19 Маухерит 1,71 50,75 0,93 0,09 0,01 0,02 0,17 48,86 0,06 - 0,00 102,60

20 21 Никелин 0,87 1,03 42,65 43,62 0,91 0,37 0,06 0,08 0,00 0,01 0,17 0,12 58,50 57,50 0,01 0,03 0,02 0,04 0,00 0,02 103,19 102,82

22 23 24 25 26 27 Халькопирит 31,08 31,32 30,56 31,01 30,85 30,87 0,01 0,10 0,18 0,14 0,00 0,02 0,04 0,04 0,00 0,01 0,00 0,01 33,86 32,55 34,64 34,86 34,00 34,05 0,07 0,02 0,06 0,06 0,02 0,03 0,04 0,05 35,71 35,43 34,25 34,65 33,37 33,49 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,09 0,11 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 100,92 99,63 99,65 100,70 98,26 98,49

•ь.

45

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 и 12 13 14

28 30,77 0,00 0,01 35,06 - 0,04 35,22 0,00 - 0,00 - 101,10

29 30,71 0,02 0,00 35,22 - 0,04 35,48 0,00 - 0,00 - 101,47

30 м 30,57 0,00 0,02 35,02 - 0,04 35,08 • 0,00 - 0,00 - 100,73

31 30,48 0,02 0,01 35,00 - 0,06 35,17 0,00 - 0,00 100,74

32 Кубанит 40,0 0,00 0,04 22,67 0,06 0,05 35,28 0,00 0,18 - 0,00 98,28

33 40,31 0,01 0,00 23,36 - 1,07 35,05 0,00 - 0,00 - 99,8

34 40,00 0,01 0,01 23,72 0,03 35,36 0.00 - 0,00 - 100,13

35 Пирит 44,22 0,95 2,57 0,00 - 0,01 49,80 0,00 - 0,00 - 97,55

36 Сфалерит 9,19 0,05 0,03 1,05 0,03 52,68 34,18 0,00 0,11 - 0,00 97,35

37 Галенит 0,11 0,00 0,00 0,09 85,35 - 13,07 0,00 0,00 0,00 0,00 98,62

38 0,14 0,01 0,00 0,06 85,58 - 12,99 0,00 0,00 0,00 0,01 98,79

39 0,49 0,00 0,00 0,04 86,43 13,02 0,00 0,00 0,00 0,00 99,98

40 н 0,47 0,00 0,01 0,03 87,03 - 13,11 0,00 0,00 0,00 0,00 100,65

41 0,31 0,00 0,00 0,14 88,04 - 13,30 0,00 0,00 0,00 0,00 101,79

42 0,32 0,00 0,00 0,18 86,65 - 13,22 0,00 0,02 0,00 0,00 100,39

43 Алтаит 0,84 1,02 0,02 0,05 59,79 - 0,07 0,00 0,00 0,00 37,61 99,40

44 0,88 1,00 0,02 0,07 59,15 ■ 0,07 0,00 0,00 0,00 37,77 98,96

45 и 0,13 0,00 - . 62,23 - 0,02 0,00 0,00 0,00 36,86 99,24

46 0,11 0,00 - - 62,44 - 0,02 0,00 0,00 0,00 36,52 99,09

47 0,32 0,00 - 61,74 0,03 0,00 0,00 0,00 37,88 99,97

48 Ерейтгауптит 0,01 32,36 0,03 0,01 - 0,04 0,01 0,00 - 66,88 - 99,34

49 0,01 32,49 0,03 0,00 - 0,04 0,01 0,00 - 66,89 - 99,47

50 Паркерит 0,00 25,75 - 1,42 - 10,00 0,00 62,99 0,00 0,00 100,16

51 0,00 25,61 - 2,85 - 10,13 0,00 61,89 0,00 0.00 ь 100,48

52 Самор.висмут 0,03 0,02 - - 0,00 - - 0,00 98,73 0,00 0,00 98,78

53 0,01 0,05 - - 0,01 - - 0,00 98,86 0,00 0,00 98,93

54 0,02 0,02 0,03 - 0,00 99,10 0,00 0,00 99,17

55 Самор. медь - - - 97,59 - - - - - - 97,59

56 - - - 99,19 - - - - - - 99,19

Примечание: прочерк - элемент не определялся.

Таблица 10

Химический состав минералов группы платины Кингашского месторождения, вес. % п.п. Минералы Ре № Ш ра Оэ 1г 11и Эп Ая БЬ Ь\ Те Сумма

1 2 3 4 5 6 Соболевскит - 0,00 0,00 0,00 0,13 0,00 0,07 38.01 38,26 38.12 36.13 37.02 36,76 0,15 0,12 0,21 0,28 0,25 0,31 0,16 0,04 0,16 0,28 0,13 0,04 0,01 0,02 0,03 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,05 0,00 0,00 0,42 0,56 0,30 0,23 7,67 7,52 47,53 47,07 47,31 46,91 45,30 45,43 14,97 14,79 15,45 15,40 10,34 10,21 101,25 100,87 101,59 99,42 100,72 100,34

7 8 Котульскит - 0,00 0,00 36,90 36,74 0,16 0,19 0,19 0,20 0,03 0,02 0,00 0,00 0,03 0,02 0,27 0,31 38,41 37,40 25,73 25,29 101,72 100,17

9 10 11 12 Майченерит п - о.оо 0,00 0,00 0,09 24,16 23,63 22,46 23,13 0,22 0,23 0,18 0,20 0,01 0,22 0,27 0,27 0,04 0,01 0,02 0.02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,05 0,03 0,00 0,03 0,01 0,05 0,03 43,51 43,80 45,33 45,88 28,93 29,16 28,60 28,85 96.93 97,11 96.94 98,47

13 14 15 16 Меренскиит 0,04 0,18 0,22 0,11 0,82 2,32 2,31 1,16 0,03 0,20 0,10 0,00 25,87 23,86 23,96 26,19 0,05 0,00 0,02 0,09 0,03 0,07 0,03 0,00 0,08 0,06 0,05 0,05 - 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 15,74 16,99 16,96 15,91 55,12 55,58 55,10 55,70 97,78 99,26 98,75 99,21

17 18 Фрудиг - 0,00 0,00 20,93 21,16 0,21 0,22 0,36 0,26 0,05 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 77,78 79,91 0,18 0,06 99,51 101,64

19 20 21 Паоловит - ; 0,00 0,00 0,00 64,70 64,41 63,96 0,14 0,13 0,12 0,10 0,15 0,03 0,00 0,03 0,03 36,72 36,21 36,28 0,04 0,03 0,06 0,03 0,02 0,06 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 101,73 100,99 100,54

22 23 24 25 Сперрилиг н 0,66 0,66 0,33 0,32 0,07 0,07 0,03 0,04 53,73 53,02 53,73 54,31 0,06 0,02 0,00 0,00 0,18 0,17 0,12 0,10 0,00 0,00 0,83 0,00 0,03 0,07 0,07 0,06 - 44,19 44,22 42,53 42,16 0,00 0,00 0,09 0,07 0,04 0,00 0,04 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 98,96 98,23 97,77 97,07

Таблица И

Химические составы минералов благородных металлов Кингашского месторождения, вес. % п.п. Минералы Ие Си Б Аи АЕ не И Те вь Р(1 кь Сумма 1: 2 Самородное золото - 0,02 0,00 - 96,38 95,42 2,73 2,71 0,36 0,31 0,00 0,00 - ; : - 99,49 98,44

3 4 5 6 7 8 9 10 Электрум п н II »1 2,89 2,87 1,26 1,04 0,00 0,00 0,61 0,59 0,52 0,41 0,00 0,00 0,03 0,02 2,35 0,65 60,02 59,68 38,79 42,55 61,90 61,43 50,79 49,84 35,51 35,15 56,20 58,61 37,30 37,07 48,68 50,29 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,12 0,00 0,00 0,00 0,02 0,05 0,05 0,07 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 - 98,47 97,77 99,88 103,52 99,84 98,91 99,47 100,13

11 12 Кю стелит и 1,23 1,25 0,77 0,80 1,69 1,88 28,60 28,13 67,96 67,89 0,08 0,14 - 0,05 0,06 0,00 0,00 - 100,38 100,15

13 14 Аурикуприд 48,42 48,65 - 49,79 49,36 0,26 0,31 0,00 0,00 0,00 0,00 ; - 0,00 0,0(1 - 98,47 98,32

15 16 17 Тетрааурикуприд - 31,55 31,81 31,98 - 58,72 57,91 58,75 9,58 9,45 8,83 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 - - 0,00 0,00 0,00 - 99,85 99,17 99,56

18 19 Амальгама Аи и Ад - 8,02 7,58 - 69,53 70,52 7,10 7,67 12,65 12,11 0,02 0,00 ; 0,00 0,00 - 97,32 97,88

20 21 .22 Гессит ■ 1,89 0,26 0,30 1,10 0,37 0,04 60,25 57,87 ' 57,75 ■ - 0,00 0,00 37,22 39,20 39,39 0,00 0,00 0,02 0,04 0,05 0,06 100,87 97,40 97,54

Результаты исследований позволили выявить следующие особенности поведения рудных и сопутствующих элементов в породах и рудах Кингаш-ского месторождения.

1. Содержания хрома, никеля, меди и ЭПГ повышаются к нижним частям разреза.

2. В ультрабазитовой части выделяется зона мощностью 150 м, обогащенная платиноидами по изоконцентрате суммы платины и палладия 0,25 г/т, в которой выявлено 5 горизонтов мощностью от 5 до 25 м по изоконцентрате 0,5 г/т. Максимальные содержания платины и палладия в этой зоне составляют первые граммы на тонну.

3. Благороднометальное оруденение в рудах Кингашского массива установлено в количестве до первых десятков граммов на тонну для серефа, первых граммов - платины, палладия и золота, десятых долей грамма - осмия, сотых - рутения и родня, тысячных - иридия. В среднем по месторождению отношение Pd: Pt: Os : Ru: Rh: Ir составляет 48: 46:16: 9: 4: 1.

4. В распределении платиноидов установлена следующая закономерность: максимум содержаний платины, осмия и иридия характерен для первичных сидеронитовых медно-никелевых руд, а палладия, родия и рутения -для эпигенетических густовкрапленных, массивных и брекчиевидных руд. В вертикальном направлении содержания платиноидов возрастают к низам разреза. В плане с северо-запада на юго-восток содержания платиноидов убывают.

Таким образом, руды Кингашского месторождения являются комплексными, в которых наряду с никелем и медью отмечаются значительные содержания кобальта, золота и платиноидов.

Приведенные данные указывают на то, что рудоносные вулканогенные породы кингашского комплекса возникли в условиях интенсивной дифференциации ультрабазит-базитовой магмы. В таких коматиитовых сериях собственно ультраосновные породы представляют наибольший интерес в отношении сульфидного медно-никелевого оруденения с платиноидами и золотом.

Вся имеющаяся на сегодня информация по рудоносности высокомагнезиальных пород кингашского комплекса говорит о перспективности площадей их развития и указывает на необходимость постановки поисковых работ на никель, медь, платину, золото. Она свидетельствует н о том, что необходимо менять методику поисковых и оценочных работ.

Требуются тщательное геолого-петрологическое изучение всей совокупности фактов по базитам и ультрабазитам коматиитового комплекса, выявление стратиграфического положения рудоносных ритмоциклов и оценка внутренних и нижних частей их на наличие оруденения. Большую перспективность представляют очаговые зоны вулканизма.

Разработанная автором с коллегами вулканогенно-стратиформная модель формирования оруденения может быть использована для прогноза, поисков и оценки его не только в Кингашском районе, но и в иных частях как Канского ЗП, так и Рыбинского, Тагульсхого и других зеленокаменных поясов Красноярского края.

ВОЗРАСТ, ФОРМАЦИОННАЯ ПРИНАДЛЕЖНОСТЬ И МОДЕЛЬ

ФОРМИРОВАНИЯ ПОРОД И РУД КИНГАШСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ И КИНГАШСКОГО ВУЛКАНОГЕННОГО КОМПЛЕКСА

Лавы и туфы кингашского вулканического комплекса и связанные с ними субвулканические и гипабиссальные образования на площади Кингащ-ского района и в пределах всего Канского зеленокаменного пояса располагаются среди метаморфизованных карбонатно-вулканогенно-тёрригенных отложений караганской серии.

Характерной особенностью караганской серии является широкое развитие в ней гнейсов и мигматитов. Присутствие в ее составе большого количества прослоев кварцитов, мраморов, лав и туфов основного и ультраосновного состава, а также наличие реликтовой слоистости (полосчатости) в гнейсах указывают на существенно осадочное (терригенное) происхождение большей части ее пород. Они составляют до 50-70% ее объема.

По возрасту отложений караганской серии рассматриваемого района среди геологов нет единого мнения. Одни считают их архейскими или архей-ско-раннепротерозойскими (Ножкин, 1985; Ножкин и др., 1988,1989), другие относят к раннему протерозою (Корнев, Еханин, Резников, 1997). Во взглядах исследователей имеются большие расхождения и в вопросах стратиграфического положения и корреляции ее отдельных толщ и залегающих в них мета-вулканитов кингашского комплекса. Решение всех этих вопросов затруднено из-за сложного состава и строения рассматриваемых отложений, высокой степени метаморфизма пород и малого объема радиологических определений их возраста.

Караганская серия расчленяется на две почти равные по мощности толщи - нижнюю кулижинскую существенно терригенно-гнейсовую и верхнюю кузьинскую карбонатно-вулканогенно- терригенную. Отложения кузь-инской толщи, вмещающие лавы, туфы и субвулканические тела кингащско-го вулканического комплекса, залегают на кулижинской толще согласно. Нижний ее контакт проводится по появлению первых маломощных прослоев мраморов, ортоамфиболитов, гремолит-актинолитовых пород и серпентинитов кингашского комплекса. Следовательно, возраст рассматриваемых вулканитов кингашского комплекса четко связывается с отложениями верхней толщи караганской серии, возраст которой большинство исследователей считает раннепротерозойским. Полученные радиологические данные по возрасту пород кузьинскои толщи данной серии (2,1-2,2 млрд лет) подтверждают это положение (Смагин и др., 1997).

Нижнепротерозойский возраст отложений караганской серии также определяется на том основании, что они залегают под образованиями кувай-ской серии среднего - позднего рифея и прорываются гранитами тукщинско-го комплекса с возрастом 1850 млн лет. А поскольку лавы и туфы рассматриваемого кингашского вулканического комплекса тесно с ними связаны, совместно участвовали в складчатости и подверглись региональному метаморфизму, то и они имеют также нижнепротерозойский возраст. Это положение подтверждается также данными межрегиональной корреляции (Корнев, 1996).

Большинство исследователей региона считает, что ультрабазиты кингашского комплекса образовались в условиях зеленокаменйого пояса, который сформировался на жестком гнейсовом раннедокембрийском основании. Он относится к вторичным внутриконтинентальным образованиям. Обстановка его формирования соответствовала активной приразломной рифтовой зоне (поясу) с возникновением вдоль нее очаговых линейных и ареальных зон базит-ультрабазитового вулканизма и интрузивного базитового и ультра-базитового магматизма. Состав и характер их проявления в целом отличаются от таковых офиолитов. От последних базиты и ультрабазиты кингашского комплекса отличаются повышенной железистостью, обогащенностью алюминием, кальцием, титаном, щелочами, повышенным содержанием меди, никеля, платины и золота. В этих породах слабо проявлены кристаллизационная дифференциация и аккумуляция более высокомагнезиальных разностей ультрабазитов. Среда них не установлено таких характерных и широко развитых для офиолитов образований как параллельные дайки, толщи шаровых лав, кумулативные образования и кремнистые отложения.

Все данные говорят о том, что породы комплекса располагаются в составе одной кузьинской толщи (свиты), сформировались в одну сравнительно длительную фазу и связаны с единым мантийным базит-ультрабазитовым источником магмы, поступившей вдоль Канского глубинного разлома и оперяющих его многочисленных дизъюнктивов. В ранний этап сформировались вулканиты нижней вулканической толщи (шесть ритмоциклов), в поздний -верхней (шесть ритмоциклов). Эти вулканогенные толщи разделены пачкой карбонатно-терригешшх отложений мощностью до 1000 м, фиксирующей небольшой перерыв в вулканической деятельности.

Исходной, по-видимому, была базит-перидотитовая магма, поскольку отношение в ультрабазитах магния к железу варьирует в пределах от 5 до 11.

В последние годы при разработке моделей формирования базит-уяьтрабазитовых комплексов широко используется модель А. Рингвуда (1981), которая предполагает участие в составе рассматриваемых серий, наряду с мантийными выплавками, корового вещества и возможность смешения гетерогенных магматических расплавов. Действительно, экспериментальные исследования и расчеты показывают, что путем плавления исходной ультраосновной (гарцбургитовой) магмы невозможно получить выплавки в заметных объемах даже базальтового состава. Допускается влияние при этом на состав конечных продуктов расплава контаминации корового вещества, в том числе салических элементов и серы (Магматические ., 1988).

Предполагая влияние контаминации на изменение состава исходной ультраосновной магмы, необходимо не забывать, что собственно базиты зачастую проявляются в строго определенной закономерности и обычно в верхних частях ультрабазит-базитовых ритмоциклов. Их появление в эти этапы регламентируется общим процессом магмообразования и поступлением расплава в конкретную структуру. Имеющиеся данные говорят о том, что к концу каждого магматического ритмоцикла происходит подкисление (деба-зификация) исходного ультраосновного расплава и преобразование его частично в таковой пикро-базальтового и базальтового состава. Такое ритмичное проявление коматиитов-пикробазальтов-базальтов в рассматриваемой коматиит-базальтовой серии нельзя вероятно связывать только с контаминацией корового вещества или случайным переплавлением субстрата базальтового слоя земной коры. Нельзя его объяснить и поступлением отдельных порций магмы разного состава из разных ритмично действующих магматических очагов. Такая ритмичность и направленность состава пород встречаются часто в природе и они требуют дальнейшего осмысления.

В формировании вулканогенных образований в каждом ритмоцикле и во всем комплексе обычно наблюдается гомодромная последовательность образования пород от ультраосновных к основным, а не наоборот, как того требует концепция фракционной кристаллизации магматических расплавов (Кузнецов, 1964). Здесь, независимо от структурного положения и фациаль-ной принадлежности, наиболее ранними образованиями обычно являются ультрабазиты, а поздними - базиты с последовательным повышением в каждом ритме и во всем комплексе кислотности и щелочности. По разному интерпретируются такие взаимоотношения этих пород. Для объяснения такой последовательности привлекаются разные механизмы формирования, в том числе такие как перемещение очаговых зон из мантии в земную кору, дополнительный привнос сиалического вещества из земной коры. ]

Полученные за последние годы новые данные позволяют предполагать, что большую роль в эволюции магматической деятельности играет механизм магматической (метамагматической) дебазифвдсации (Коржинский, 1973; Корнев, 1966, 1986), который вследствие относительно большой подвижности мафитовых элементов (Са, М§, Бе) и меньшей - салических , А1) обусловливает расщепление исходной магмы и последовательное уменьшение в ней мафитовых и относительное увеличение салических элементов, что ведет к ее подкислению. Этот механизм проявляется широко в земной коре и доказан экспериментальными исследованиями. Он протекает в магме до ее кристаллизации и обусловлен общеизвестной кислотно-основной дифференциацией в условиях мощных флюидных сквозьмагмагаческих потоков (Коржинский, 1973; Марковский, 1981). Этот процесс широко проявлен в земной коре (Корнев, 1986), в том числе в условиях магматической и осадочной дифференциации. Он не исключает протекания параллельно с ним других процессов, таких как ликвация, фракционирование, ассимиляция сиалического вещества из прорываемых и вмещающих отложений земной коры.

Механизм дебазификации позволяет лучше объяснить многие особенности состава, взаимоотношения, распространения и эволюции рассматриваемых магматитов по вертикали и латерали в зависимости от конкретной геологической обстановки. Он объясняет ритмическое строение пачек в вулканогенных толщах и связь о ними карбонатных и железистых образований и сульфидных залежей, являющихся результатом процессов магматической дебазификации.

Изучение опорных геологических разрезов рассматриваемых пород поназывает, что здесь имело место циклично-направленное изменение состава магм и образование в каждом цикле коматиитов, пхжробазальтов, базальтов и их туфов. Такое направленное подкисление (дебазификация) исходной базит-ультрабазитовой магмы обусловливает плавное изменение состава образовавшихся за счет нее коматиитов, пикробазальтов, базальтов и связанных с ними субвулканических пород и рудных образований.

Породы кингашского комплекса проявились вдоль протяженного Кан-ского глубинного разлома и оперяющих его дизъюнктивов. Обстановка растяжения земной коры, образование узких протяженных синклиналей и зон рифтогенеза благоприятствовали выходу к поверхности ультраосновных и основных расплавов из гетерогенной мантии, накоплению туфолавовых толщ и возникновению интрузивных тел в подводящих каналах и промежуточных камерах. Формирование вулканитов было связано в основном с трещинными излияниями в очаговых зонах и большей частью в подводных условиях, о чем свидетельствуют их шаровые лавы, гиалокласты, стратификация вулканических пород, тонкое и ритмичное переслаивание лав и туфов с заведомо осадочными отложениями. В очаговых зонах и прилегающих к ним площадях происходило формирование основной массы медно-никелевого, платинового и золото-сульфидного оруденения.

Среднее содержание никеля в ультраосновных породах кингашского комплекса в целом близко к кларку (0,2%). В меланокоматиитах оно составляет 0,27%, в коматиитах - 0,21%, в перидотитах - 0,28%. Следовательно, содержание никеля в породах из покровных и интрузивных фаций практически одинаковое. В ультрабазитах идарского интрузивного комплекса средние содержания никеля варьируют в пределах 0,2 - 0,3%. По-видимому, нет основания утверждать, что рудоносные коматиигы были изначально богаты никелем.

Мировая практика показывает, что коматииты, слагающие эффузивные толщи многих зеленокаменных поясов, очень часто являются рудоносными и вмещают в себе большое количество сульфидных медно-никелевых месторождений (Гликсон, 1980; Гревс, 1979; Найт, 1980; Налдрегг, 1984; Некрасов, 1991; Конди, 1983). Характерной особенностью их является одинаковый парагенезис главных рудообразующих минералов: пирротин, пирит, пент-ландит и халькопирит. Ведущие рудные металлы, определяющие их про- ; мышленную значимость, представлены медью, никелем, золотом и платиной. Вместе с тем, с широко развитыми более глубинными дунитгарцбургитовыми и дунит-пироксенит-габбровыми интрузивами, нередко являющимися комагматитами коматиитов, не известно крупных и богатых месторождений этих металлов. Они не относятся к перспективным на их поиски. Между тем, средние химические составы однотипных пород сравниваемых формаций и содержания в них никеля, меди и других металлов в целом близки. Практически одинаковы они в рудоносных и безрудных коматиитах. В интрузивных ультрабазитах нередко отмечается даже более высокое содержание никеля. Состав рудных тел с преобладанием вкрапленного медно-никелевого оруденения в коматиитах также практически одинаков с таковыми, не несущими оруденения. Разница заключается в основном в повышенном содержании серы и связанных с ней рудных элементов. В глубинных интрузивных ультрабазитах резко преобладающая часть никеля находится в силикатной форме.

Высокая потенциальная рудоносность, и прежде всего никеленосность, собственно коматиитов автором объясняется ассимиляционным влиянием вмещающей среды на исходную ультраосновную магму, внедряющуюся из мантии в верхние этажи земной коры и обусловливающую, в первую очередь, привнос серы. Не вызывает сомнения, что для сравниваемых вулканитов и интрузивов ультраосновного состава была одна и та же исходная магма. Средние химические составы их пород в целом близки. Они характеризуются практически одинаковым содержанием никеля (0,1 - 0,5%). Валовая концентрация никеля в исходной магме при благоприятных обстановках была вполне достаточна для образования сульфидных медно-никелевых руд, но при условии наличия в достаточном объеме серы. Известно, что для собственно интрузивных ультрабазитов она является дефицитом и в них обычно железо и другие металлы часто находятся в оксидной форме, а никель - в силикатной. Сульфиды в них, в том числе никеля, устанавливаются редко и в ограниченном количестве. В вулканогенных же ультрабазитах, в том числе коматиитах, зачастую наблюдаются более высокие содержания серы и соответственно сульфидов и сульфидных медно-никелевых руд. В последних она содержится в количестве до 3-5 %, а в мантийных ультрабазитах ее кларк составляет всего 0,01 %, что недостаточно для формирования сульфидных медно-никелевых месторождений.

Есть все данные предполагать, что основная масса серы для образования сульфидов и сульфидных медно-никелевых месторождений в коматиитах и их интрузивных комагматах поступает во время движения магмы из отложений земной коры, в том числе из осадков океанов и самой гидросферы, в наибольшей степени обогащенных ею по сравнению с мантией. На это указывают геохимия серы и ее содержания в породах и водах земной коры. Известно, что кларк серы в земной коре 0,1 %, а содержания ее в ведущих породах такие (вес. %): ультрабазиты - 0,01, базиты - 0,03, гранитоиды - 0,04, известняки - 0,09, глинистые сланцы - 0,28, осадки океанов - 0,16, вода морей и океанов - 0,09 (Ронов, 1980), подземные воды континентов - до 0,7 г/л (Перельман, 1979). На примере Русской платформы установлено (Ронов, 1980), что содержание серы в парапородах закономерно увеличивается от ар-хея к кайнозою (в вес. %): архей- 0,04, нижний протерозой - 0,08, верхний протерозой - 0,09, палеозой - 0,23, мезозой-кайнозой - 0,44. Все это подтверждает низкое содержание серы в мантии и мантийных породах земной коры и закономерное увеличение ее в породах и водах при движении к приповерхностным зонам Земли.

Из этих данных видно, что для формирования сульфидных медно-никелевых месторождений в коматиитах с содержанием в рудах серы до 3 -5% необходим ее существенный дополнительный привнес из более обогащенных ею отложений земной коры, илов, вод океана и подземной гидросферы, где она часто присутствует в повышенном количестве и в более растворимой сульфатной форме. На возможность вторичного обогащения мантийных расплавов коровой серой указывается во многих работах (Дистлер и др., 1988; Смолькин, 1992).

В подвижных машоактивных зонах, достигающих поверхности Земли йли дна океана, растворы, обогащенные коровой серой, мигрируют к поверхности земной коры вместе с расплавами коматиитов к очаговым зонам вулканизма и накапливающимся туфолавовым толщам. Не случайно, что в большей мере обогащаются серой расплавы коматиитов, пикритов, дунитов, до-леритов и других пород, достигших приповерхностных уровней земной коры, а в их интрузивных комагматах, залегающих в глубоких ее частях, такого заметного привноса не происходит или он проявляется редко.

Одновременно с привносом серы из боковых пород земной коры во внедряющую магму основного - ультраосновного состава происходит дополнительное заимствование щелочей и других салических элементов, которых в ультрабазитах тоже обычно мало. Этим вполне можно объяснить повышенные содержания в коматиитах, по сравнению с интрузивными ультрабазита-ми дунит- гарцбургитовой и других близких им интрузивных формаций, щелочей, кальция, алюминия, титана, марганца и других металлов.

Все это позволяет говорить о том, что при вертикальном движении вдоль подвижных зон зеленокаменных поясов исходной ультраосновной (ко-матиитовой) магмы к поверхности Земли она последовательно, по мере падения давления и увеличения содержания серы в боковых породах и водах, обогащается ею и в большей мере в зонах дробления, очагах вулканизма и в благоприятных палеогеографических обстановках при излияниях на морское дно. Сам вулканизм, как известно, сопровождается интенсивным выносом серы на поверхность Земли, что подтверждается наблюдениями на современных вулканах. В связи с вулканизмом резко повышается содержание серы в вулканогенно-осадочных отложениях на соседних с ними смежных площадях, где происходит формирование сульфидных залежей и золото- сульфидных руд вулканогенно-осадочного генезиса.

Ведущим, по-видимому, процессом концентрации и обособления сульфидного вещества из магмы является ликвация, представляющая собой разделение первоначально сравнительно однородного силикатного расплава вследствие охлаждения на силикатную и силикатно-сульфидную жидкости. Последняя вследствие силы тяжести опускается в нижние и придонные части лавовых толщ. В дальнейшем с понижением температуры растворимость сернистых соединений металлов в расплаве падает и происходит образование сульфидных медно-никелевых руд.

При такой модели формирования оруденения становится понятной наибольшая рудоносность коматиитов в первых и ранних ритмоциклах вулканизма и в нижних частях их туфолавовых толщ и затем понижение ее в породах последующих ритмоциклов и к концу каждого из них. Первые наиболее нагретые порции магмы, являющиеся результатом максимальной степени плавления исходного субстрата (более 50 %), в наибольшей степени ассимилируют серу из вмещающих и подстилающих толщ и являются более насыщенными сульфидами и рудами. В последующие этапы формирования кома-тиитовых толщ вследствие ассимиляции и выноса серы магмой в предыдущие этапы в породах уменьшается содержание серы и они становятся сперва малосульфидными и затем бессульфидными. Реальных условий для формирования в них сульфидного оруденения даже при наличии повышенного содержания никеля становится все меньше.

На примере Кингашского рудного района, такой механизм образования и эволюции связанного с коматиитами сульфидного медно-никелевого оруделения вполне приемлем. Он достаточно хорошо объясняет всю имеющуюся на сегодня информацию. Действительно, морфология рудных тел обычно отражает распределение и форму рудовмещающих горизонтов коматиитов. Возрастание мощности; рудных тел и увеличение содержания в них рудных компонентов происходят преимущественно в придонных и нижних частях вулканогенных толщ.

Предложенный механизм формирования и эволюции коматиитов и связанного с ними медно-никелевого оруденения вполне можно использовать для прогнозной оценки и разбраковки по степени перспективности всего Канского зеленокаменного пояса.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В северо-западной части Восточного Саяна среди отложений раннего докембрия выявлены зеленокаменные пояса с широким развитием вулканитов и интрузивов ультраосновного и основного состава коматиитовой серии, отнесенных к кингашскому базальт-коматиитовому вулканическому комплексу раннепротерозойского возраста. В тесной пространственной и генетической связи с ними установлены важные в промышленном отношении месторождения, многочисленные рудопроявления и точки минерализации сульфидных медно-никелевых с платиноидами и золото-сульфидных руд. В связи со слабой изученностью рассматриваемых вулканитов, необходимостью их картирования, проведения поисковых работ и оценки связанного с ними оруденения были выполнены исследования и обобщения, основные результаты которых изложены в настоящей работе.

Ранее превалировало представление о плутонической природе пород комплекса. В результате обобщения имеющегося фактического материала и дополнительного геологического и металлогенического изучения кингашско-го комплекса на площади Кингашского района автором установлены его стратиграфическое и структурное положение, взаимоотношения с вмещающими породами, вещественный состав, возраст, условия образования, фор-мационная принадлежность и рудоносность. Выявлено, что породы комплекса представлены в основном лавами и значительно меньше туфами метамор-физованных коматиитов, пикробазальтов, меланобазальтов, базальтов, тесно связанных между собой и слагающих единые толщи вместе с переслаивающимися с ними парагнейсами и мраморами мощностью до 1,0 км и протяженностью до нескольких десятков километров. До 10% объема комплекса составляют мелкие интрузивы (силлы, некки) и маломощные дайки перидотитов, пироксенитов, долеритов, габбро.

Все породы комплекса имеют между собой постепенные переходы. Широко развиты их метаморфизованные производные - серпентиниты, тре-молит-актинолитовые породы и ортоамфиболиты. Породы комплекса участвовали в складчатости и подверглись региональному метаморфизму в условиях эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций.

В результате изучения дана типизация пород кингашского комплекса, выделены покровная, субвулканическая и гипабиссальная фазы. Изучены опорные геологические разрезы и проведена корреляция их на всей площади Кингашского района. Установлено латеральное и вертикальное изменение их состава и объема, приуроченность к определенным стратиграфическим подразделениям и структурам. Показано положение пород комплекса в гравиметрических и магнитных полях: вулканогенные толщи и отдельные протяженные слои достаточно хорошо выделяются и прослеживаются по латерали на картах-графиках магнитного поля. Выявлена четкая пространственная связь пород комплекса с Канским глубиннйм разломом и оперяющими их дизъюнктивами. На этих участках устанавливаются максимальные мощности вулканогенных толщ и более высокомагнезиальный их состав.

Породы кингашского комплекса слагают последовательные напластования типа лавовых потоков различной мощности с редко устанавливаемыми зонами закалки, реликтами закалочных структур спинифекс и шлаковыми корками (лавобрекчиями). Туфолавовые потоки слагают ритмично построенные пачки мощностью 50-250 м, разделенные парагнейсами и мраморами. Снизу вверх в них устанавливается такая последовательность: коматииты, пикробазальты, мепанобазальты, базальты (долериты), туфы, парасланцы, мраморы. Они сопровождаются силлами и дайками перидотитов, пироксенитов, долеритов и габбро мощностью 5-50 м. Выделенные вулканические рит-мопачки прослеживаются по всем опорным разрезам Кингашского района.

Все ведущие признаки вулканогенного их-происхождения установлены и охарактеризованы в соответствующих разделах по геологии, петрографии, петрогеохимии. Показаны их исходные составы, структуры, текстуры и принадлежность к вулканогенным и субвулканическим образованиям. Имеющиеся по ним в большом количестве химические (силикатные) и количественные спектральные анализы вместе с данными петрографии и геологии четко доказывают их принадлежность к единой коматиитовой серии, характерной для зеленокаменных поясов многих регионов. Они выделяются в составе единого базальт-коматиитового вулканического комплекса, широко развитого в Кингашском районе и Канском зеленокаменном поясе.

Формирование пород комплекса связывается с активизацией Канского глубинного разлома и оперяющих его дизъюнктивов. Вдоль них по отдельным линейным зонам происходило зарождение и подъем к поверхности в позднекараганское (раннепротерозойское) время ультраосновной-основной магмы. В промежуточных камерах осуществлялась дополнительная дифференциация мантийного расплава, незначительная ассимиляция корового вещества (щелочи, кальций, алюминий, сера и др.) и образование ритмично построенных пачек вулканитов в результате периодической активизации дол-гоживущих зон разломов. Формирование их произошло в одну фазу с небольшим перерывом в средней ее части. Снизу вверх по разрезу в породах снижаются содержания магния и никеля. Вдоль северо-восточной части Кан-ского зеленокаменного пояса в большом объеме формировались наиболее высокомагнезиапыше породы комплекса (преимущественно коматииты и перидотиты), а по юго-западной - более широко развиты пикробазальты, базальты и их интрузивные аналоги (пироксениты, долериты и габбро.) Расчленение и типизация пород кингашского комплекса на площади Кингашского района могут быть эталонными для других районов Канского зеленокаменного пояса.

В тесной пространственной и генетической связи с породами комплекса развиты месторождения, рудопроявления и точки минерализации меди, никеля, кобальта, золота и платины двух ведущих рудных формаций - сульфидной медно-никелевой с платиноидами и золото-сульфидной. Медно-никелевое оруденение располагается зачастую в коматиитах и перидотитах в виде согласных залежей мощностью от 1-5 до 60 м и протяженностью до 1км. Оно представлено хустой вкрапленностью и вкрапленно-прожилковыми выделениями (5-50%) пирротина, пентландита, халькопирита и пирита. Содержание никеля колеблется в пределах 0,3-1,4%, меди - 0,1-0,7 %. Отношение никеля к меди составляет 2-3:1. Концентрации платины и золота варьируют от долей до первых граммов на тонну. Границы рудных тел с вмещающими коматиитами и перидотитами нечеткие и определяются опробованием. Генезис оруденения позднемагматический. Первое предварительно разведанное Кингашское медно-никелевое месторождение относится к среднему по запасам.

Золото-сульфидное оруденение устанавливается чаще в низкомагнезиальных коматиитах, пикробазальтах, базальтах и их метаморфизованных производных - тремолит-актинолитовых породах и ортоамфиболитах. Развито оно преимущественно по юго-западному крылу Караганской синклинали. Золото содержится в количестве от долей грамма до нескольких граммов на тонну. С коренными источниками связаны россыпи золота.

В пределах Кингашского рудного района наиболее перспективным является медно-никелевое оруденение с платиноидами и золотом. Перспективная площадь вытянута в виде полосы от низовий р.Кингаша до верховий р.Кунгуса на расстоянии свыше 60 км при ширине 3-10 км. Она располагается вдоль северо-восточной части Караганской синклинали и прослеживается вдоль Канского глубинного разлома. В ее пределах наиболее широко развиты высокомагнезиальные породы комплекса (кбматииты, перидотиты), все известные перспективные рудопроявления медно-никелевых руд и Кингашское месторождение, сопровождающие их ореолы никеля, меди, золота и платины, а также магнитные и гравиметрические аномалии. В пределах этой рудоносной площади рекомендуется проведение прогнозно-металлогенических исследований, поисковых и разведочных работ на никель, платину и золото.

Полученные обобщенные данные по кингашскому комплексу могут быть использованы при составлении серийной легенды Восточного Саяна, при картировании и корреляции его пород на всей площади Канского зелено-каменного пояса и соседних с ним зон. Они найдут применение при прогнозно-металлогенических исследованиях и поисково-разведочных работах, в сводках по магматическим и метаморфическим породам докембрия Сибири, а также по петрологии и металлогении пород коматиитовой серии зеленока-менных поясов.

СПИСОК РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Еханин А.Г., Корнев Т.Я., Романов А.П., Некое В.В. Перспективы медно-никелевого оруденения в связи с коматиитами зеленокаменных поясов Восточногшо Саяна П Проблемы геологии, рудогенеза и металлогении Сибири. - Новосибирск: СНИИГГиМС, 2000. - С. 166-174.

2. Еханин А.Г., Некое В.В., Шведов Г.И., Тарасов A.B. Геологическое строение и рудоносносгь Кингашского массива (Восточный Саян) // Минералы и руды Красноярского края: Сб. науч. тр. - Красноярск, 1999. - С. 56-65.

3. Еханин АГ., Некое В.В. Об особенностях геологического строения Кингашского рудоносного базит-ультрабазитового массива (Восточный Саян) // Геология и полезные ископаемые Красноярского края. - Красноярск: КНИИГиМС, 1998. - С. 235-242 .

4. Еханин А.Г., Некое В.В., Шведов Г.И. О геологическом строении и рудоносности Кусканакского ультрабазитового массива (Восточный Саян) // Геология и полезные ископаемые Красноярского края. - Красноярск: КНИИГиМС, 1998.-С. 242-248.

5. Еханин А.Г. Особенности распределения платиноидов в расслоенном гипербазит-базитовом Бурлакском массиве // Геохимия рудных элементов в базитах и гипербазитах. Критерии прогноза. - Иркутск, 1990. - С. 72-74.

6. Еханин А.Г. Аникеева А.Н., Некое В.В. Рудномагматическая зональность Верхнекингашского гипербазит-базитового массива И Разработка и совершенствование методов крупномасштабного и локального прогнозирования эндогенных полезных ископаемых: Тез. докл. - Красноярск, 1991. - С. 32-34.

7. Еханин А.Г., Филиппов Г.В., Аникеева А.Н. Особенности геологического строения и рудоносности Бурлакского ультрабазит-базитового массива (Восточный Саян) // Изв. вузов. Геология и разведка, 1991№ 1. - С. 72-79.

8. Еханин А.Г., Некое В.В., Шведов Г.И. О благороднометальном ору-денении в коре выветривания Кингашского медно-никелевого месторождения (Восточный Саян) // Проблемы золотоносных кор выветривания Сибири: Тез. докл. - Красноярск, 1998. - С. 41-46.

9. Еханин А.Г., Филиппов Г.В., Некое В.В., Шведов Г.И. О платиноме-тальном оруденении Канского зеленокаменного пояса (Восточный Саян) // Геология и полезные ископаемые Красноярского края. - Красноярск: КНИИГиМС, 1999.-С. 89-98.

10. Корнев Т.Я., Еханин А.Г., Резников И.Г. Перспективы рудоносности Канского зеленокаменного пояса // Разведка и охрана недр, 1997. - № 10. -С. 14-18.

11. Корнев Т.Я., Еханин А.Г. Эталон кингашского базальт-коматиитового комплекса (Восточный Саян). - Новосибирск: СНИИГГиМС, 1997. --89 с.

12. Корнев Т.Я., Еханин А.Г., Романов А.П. Рыбинский эталон попут-нинского коматиит-базальтового комплекса (Енисейский кряж). - Новосибирск: СНИИГГиМС, 1998. - 133 с.

13. Корнев Т.Я., Еханин А.Г., Романов А.П. Эталон торжихинского ба-зальт-коматиитового комплекса (Енисейский кряж). - Красноярск: КНИИ-ГиМС, 1999.- 102 с.

14. Корнев Т.Я., Еханин А.Г., Романов А.П. Перспективы золотоносности Канского зеленокаменного пояса//Цветные металлы. В печати.

15.Еханин А.Г., Шведов Г.И., Некое В.В. Сперрилит Караганской золотоносной россыпи и его вероятные источники (Восточный Саян) // Алмазы, золото и платина Красноярского края. - Красноярск: КНИИГиМС. В печати.

16.Еханин А.Г., Корнев Т.Я., Романов А.П. О необходимости программы "Платина Красноярского края". В печати.

Подписано к печати 24.05.2000. Формат 60*84/16. Бумага офсетная №1.

ММФ.йЩй, Печать RISO. Усл.печ.л. 3.84.Уч.-изд.л. 3.47. Тираж 100 экз. Заказ 106. ilr ТПУ ипфтпу-Лицензия ЛТ№1 от 18.07.94.

Типография ТПУ. 634034, Томск, пр. Ленина, 30.

Похожие диссертационные работы по специальности «Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений, металлогения», 04.00.11 шифр ВАК