CC BY
25
УДК (УДК) 553.061: 553.41: 553.493: 553.44 (575)
ПЕТРОЛОГИЯ И МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ОЦЕНКА ПЕРСПЕКТИВ
РУДОНОСНОСТИ УЛЬТРАБАЗИТОВ И БАЗИТОВ ТЕСКУДУК-ЧЕНГЕЛЬДИНСКОГО МАССИВА (ТАМДЫТАУ, ЗАПАДНЫЙ ТЯНЬ-ШАНЬ)
PETROLOGY AND MINERALOGICAl-GEOCHEMICAL ESTIMATION OF PROSPECTS OF ORE BEARING OF ULTRABAZITES AND BASITES OF THE TESCUDUK-CENGELDI MASSIF (TAMDYTAU, WESTERN TIEN SHAN)
Мамарозиков У. Д. Mamarozikov U.D.
Институт геологии и геофизики имени Х.М. Абдуллева (Ташкент, Узбекистан) Institute of geology and geophysics named after H.M. Abdullaev (Tashkent, Uzbekistan)
Аннотация. Изложены результаты петрографических и петрохимических исследований ультрабази-тов и базитов Тескудук-Ченгельдинского массива Северного Тамдытау (Западный Тянь-Шань). Определены формы нахождений и вещественные составы главных минералов-носителей и минераллов-концентраторов хрома, никеля и кобальта, платиноидов, золота, серебра и редкоземельных металлов. С использованием масс-спектрометрического анализа (ICP-MS) получена геохимическая характеристика пород массива и подтверждена специализация их на хром, никель и кобальт. Содержания золота, серебра и сопутствующих им элементов (Se, Sb, Te, As, Bi) увеличиваются от перидотитов к габб-роидам и их дериватам. Сделан вывод о формировании рудно-магматической системы Тескудук-Ченгельдинского массива в условиях спрединга, эволюция которой сформировала хром-никелевое оруденение с платиноидно и золото-серебряной нагрузкой.
Ключевые слова: ультрабазиты, базиты, минералы-концентраторы, минералы-носители, геохимическая специализация, хром-никелевое оруденение.
Дата принятия к публикации: 00.00.2000
Дата публикации: 00.00.2000
Сведения об авторе:
Мамарозиков Усмонжон Довронович - доктор геолого-минералогических наук, заведующий отделом изучения рудообразующих процессов Института геологии и геофизики имени Х.М. Абдуллева, Государственный комитет по геологии и минеральным ресурсам Республики Узбекистан, e-mail: [email protected].
1. Введение
Полигенное строение ультрабазит-бази-товых комплексов обычно с основанием
i Abstract. The article describes the results of
i petrographical and petrochemical studies of ultrabasites
i and basites of the Teskuduk-Chengeldi massif of the
i Northern Tamdytau (Western Tien Shan). The main
i minerals-carriers and minerals-concentrators of chromi-
i um, nickel and cobalt, platinoids, gold, silver and rare-
i earth metals are determined. Using the mass-
i spectrometric analysis (ICP-MS), a geochemical charac-
i terization of the rocks of the massif was obtained and
i their specialization in chromium, nickel and cobalt was
i confirmed. The contents of gold, silver, and related ele-
i ments (Se, Sb, Te, As, Bi) increasing from peridotites to
i gabbroids and their derivatives. The conclusion is made
i about the formation of the ore-magmatic system of the
i Teskuduk-Chengeldi massif under spreading conditions,
i the evolution of which formed chrome-nickel minerali-
i zation with platinum and gold-silver loading. i i i i
{ Keywords: ultrabasites, basites, minerals-concentrators,
{ minerals-carriers, geochemical specialization,
{ chromium-nickel mineralization. i i
i Date of acceptance for publication: 00.00.2000
i Date of publication: 00.00.2000 i
i Author's information:
i Usmonjon D. Mamarozikov - Doctor of Geologi-
i cal and Mineralogical Sciences, Head of the Department
i for the study of ore formation processes, Institute of
i geology and geophysics named after H.M. Abdullaev,
i State Committee of the Republic of Uzbekistan on Ge-
i ology and mineral Resources,
i e-mail: [email protected].
офиолитовой ассоциации отмечено давно. Не составляет исключения и Тескудук-Ченгель-динский массив Северного Тамдытау. Однако несмотря на многолетние исследования
подобных комплексов, до сих пор не выработана единая теория, объясняющая их пет-ро- и рудогенез. В связи с этим, детальное геологическое изучение габбро-гипербази-товых комплексов офиолитов, выявление характерных особенностей петрографии, пет-рохимии, минералогии и геохимии слагающих их пород, в первую очередь, с привлечением современных тонких методов анализа, должно внести значительный вклад в решение данной проблемы.
Кроме научного интереса, изучение перспектив хромитоносности пород Тескудук-Ченгельдинского массива является актуальным с экономической точки зрения. Обусловлено это главным образом резким дефицитом хромитового сырья в Узбекистане. Северный Тамдытау оказался в центре внимания исследователей и в первую очередь территория Тескудук-Ченгельдинского массива, где известен ряд хромитовых рудопро-явлений, которые по своим запасам, качеству руд, степени обогатимости вполне могут соответствовать требованиям металлургической промышленности [1-4].
Большинство ультрабазит-базитовых массивов офиолитов традиционно относятся либо к хромитоносным, либо к платинонос-ным. Первые, как правило, сложены магнезиальными, а вторые - железистыми ультрама-фитами. В то же время, в последние годы появилось много свидетельств того, что в пределах единых массивов возможно совмещение различных формационных типов ги-пербазитов с присущими для них хромитовой и платиноидной минерализацией [5-19].
2. Геологическая позиция Тескудук-Ченгельдинского массива
Гипербазит-габбро-плагиогранитная формация или тескудукский гипербазит-габбро-плагиогранитный комплекс в литературе известен как Тескудук-Ченгельдинский «массив» и протрузия. Распространена в пределах Тескудукской пластины. Общая площадь 12 км2: Тескудук, Тюменбай, Каратас, Кудукча. Отдельные небольшие выходы отмечены в окрестностях Кулкудук, Джаманкынгир. По данным И.А. Масленниковой [8] этот ком-
плекс представлен разрозненными чешуями, пластинами серпентинизированных ультра-мафитов, габброидов и плагиогранитов. Наиболее крупное тело ультрамафитов (9 км2) по пологому надвигу контактирует с Аяккумарской и Ченгельдинской пластинами. Отмечается следующая последовательность залегания отдельных членов офиоли-товой ассоциации: нижняя часть офиолитов представлена серпентинитами, измененными верлитами, клинопироксенитами, дунитами, вебстеритами, которые постепенно переходят в габброиды (общая мощность 100... 120 м); средняя часть (~ 200 м) - феррогаббро, мелко-, лейкогаббро, до тоналитов; верхняя часть - плагиограниты.
Ультрабазит-базитовые тела размещаются среди песчано-сланцевых, кремнистых и эффузивных пород кынгырской и бал-
пантауской (82-Б1) свит. Обломки этих пород встречаются в отложениях карбона.
Тескудук-Ченгельдинская полоса по площади обнаженности является самым крупным из всех выделенных участков ги-пербазит-базитов в Тамдытау. Эта полоса шириной от 25 метров до 1,5 км прослеживается в направлении с юго-востока на северо-запад от верховьев сая Ченгельды через бассейн Тескудук до сая Коскудук на расстоянии свыше 5 км. Общее падание заключенных в этой полосе интрузивных тел на запад и юго-запад под углом 30.. .60° (рис. 1).
Вмещающими породами базитов и ульт-рабазитов является песчано-сланцевая толща кынгырской свиты верхнего силура. Ультра-базит-базитовый комплекс включает в себя перидотит-габбро-плагиранитовую, метаба-зальтовую, лейкобазальтовую и трахибазаль-товую формации. Среди пород перидотит-габбро-плагиогранитовой формации преобладают апоперидотитовые серпентиниты, амфиболизированное, катаклазированное габбро. Реже встречаются небольшие шлиры и блоки дунитов, пироксенитов. Форма сохранившихся тел пластообразная, контакты тектонические. Несмотря на отчетливо выраженную тектонизацию - катаклаз и мило-нитизация, исследователи отмечают, что в случаях совместного нахождения, гиперба-зиты гипсометрически выше сменяются
габброидами, а последние - плагиогранита-ми, альбитофирами. Ультраосновные породы в составе формации представлены апопери-дотитовыми, апопироксенитовыми серпентинитами. Редко среди них в виде шлиров встречаются верлиты, дуниты, пироксениты.
Характер контактов ультрабазитов с вмещающими породами тектонический. Следы тектонических деформаций проявляются в интенсивном рассланцевании, дроблении и брекчировании как вмещающих пород, так и ультрабазитов, появлении структур будинажа, зеркал скольжения, перемещении оторванных блоков серпентинитов вдоль тектонически ослабленных зон. Кон-тактово-термальные изменения вмещающих пород вокруг гипербазитовых массивов отсутствуют.
кп ¿а т^гп! IГРПI д з Р1Г.1 - ^ ГШ6
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива (по [17]).
На рис. 1 обозначено: отложения: 1 - мезо-кайнозойские (Mz-Kz): пески, песчаники, алевролиты, глины; карбонатные (D1-C2): известняки, доломиты, мраморы; 3 - нерасчлененные терригенные (С-Б): песчаники, алевролиты, конгломераты, гравелиты, аргиллиты, сланцы с прослоями известняков, доломитов и кремней; 4 - вулканогенно-осадочные (Б2): плагиокла-зовые порфириты, туфопесчаники, алевролиты, альбитофиры, актинолитовые сланцы, базальтовые порфириты; 5 - метаморфиче-
ские (условно Я): амфиболовые, хлорит-серецит-кварцевые сланцы, гнейсы, амфиболиты с прослоями и горизонтами черных кремней, доломитов, песчаников, алевролитов. Ультрабазит и базиты Тескудук-Ченгельдинского массива (С1): 6 - серпентиниты и пироксениты с вкрапленностью пла-тиноносного хромита; 7 - серпентинизиро-ванные перидотиты и дуниты с акцессорными (0,4. 1,5 %) и рудными (в виде сегерации и сплошных тел) хромитами; 8 - габбро и габбро-амфиболиты с платиноинсными сульфидными сегерациями; 9 - дайки и штоки габбро-диабазов; 10 - плагиограниты. Тамдынский гранитоидный массив (Р1): 11 -мелко- и крупнозернистые аляскитоидные граниты. Прочие: 12 - разломы; 13 - элементы залегания пород; 14 - место возможного соединения двух крыльев лополитоподобных структур; 15 - родингитовые изменения; 16 -проявления хризотил-асбеста.
3. Минералого-петрографические особенности пород: минералы-носители и минералы-концентраторы рудных элементов
Главную массу петрофонда Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива составляют серпентиниты и габб-роиды (габбро-пироксенит, амфиболовые габбро, лейкограббро) а реже встречаются и небольшие выходы серпентинизированных дунитов и лерцолитов [1-6, 8, 17].
Серпентинизированные дуниты. Эти породы отмечаются в центральной части Тескудук-Ченгельдинской полосы на участках развития хромитовых шлиров [8]. Они мелкозернистые породы бурого цвета, сложены в основном из оливина, серпентина (до 40%) и хромшпинелидами (до 7 %). Акцессорные минералы представлены образующими включения в оливине магнетитами (до 3 %) и очень редкими зернами сульфидов (пирротин, пентландит). Дуниты нередко подвержены интенсивной серпентинизации вплоть до полного замещения их лизардит-антигоритовыми и антигоритовыми серпентинитами (рис. 2).
Рис. 2. Фотоснимки формы нахождений и
взаимоотношений оливина (Ol), ортопироксена (Opx), серпентина (Ser) в серпентинизированных дунитах (а, б) и лерцолитах (д, е, з, ж) а, в, д, з - снимки получены без анализатора, б, г, у, ж - с анализатором
Оливин представлен в виде идиоморф-ных, иногда гипидиоморфных зерен, разбитых петельчатыми трещинками, заполненными лизардитом с магнетитом.
Шпинелиды представлены двумя разновидностями: темной зеленовато-бурой и светло-зеленой прозрачной. Первая разновидность - идиоморфные зерна хромшпине-лидов размером до 1 мм, которые обычно с периферии часто замещены магнетитом.
В зернах хромшпинелидов обнаруживается концентрическая зональность со сменой от центра к периферии феррихромита на феррихромпикотит. Вторая разновидность шпинелей (герциниты) наблюдается в виде
зерен неправильной формы либо их агрегатов и встречается только в интерстициях между индивидами оливина.
Сульфиды встречены только в слабоиз-мененных разновидностях дунитов и представлены преимущественно железистым пентландитом. Последний образует самостоятельные округлые зерна размером до 0,2 мм. Сульфидная вкрапленность обычно тесно ассоциирует с хромшпинелидами.
Структура серпентинизированных дуни-тов гранобластовая и петельчатая, связанная с серпентинизацией оливина.
Серпентинизированные перидотиты (лерцолиты) слагают небольшие по размерам отдельные тела среди серпентинитов. Выходы их отмечаются в южной и юго-западной частях площади. Все они в той или той степени серпентинизированы, причем процент серпентинизации не ниже 50 %. Слабосерпентинизированные разности перидотитов (лерцолитов) представляют собой массивную среднюю- и крупнозернистую породу темно-зеленого цвета, иногда пятнистую окраску, что связано с наличием участков светло-зеленого пироксена на фоне зеленовато-черной существенно серпентинито-вой массы.
Минералогический состав серпентинизированных перидотитов (лерцолитов): оливин (60...70 %), ромбический пироксен (10...40 %), серпентин с отдельными реликтами оливина (20.35 %), моноклинный пироксен (10.15 %). Акцессорные минералы - хром-шпинелид, магнетит, гранат, пентландит и др.
Оливин (форстерит) в большинстве случаев замещен желто-зеленым лизардитом и хризотилом с образованием петельчатой и решетчатой структур. В породе определяется по сохранившимся многоугольникам и округлым реликтам среди серпентинитов (рис. 2., табл. 1.). В них чаще присутствуют хром (СГ2О3 до 0,23 %) и никель (МО - 0,27 %), редко кобальт (CoO - 0,93 %), золото (Au -0,09 %), платина (Р - 0,15%).
Ромбический пироксен представлен отдельными зернами, по данным микрозондо-вого анализа соответствует энстатиту, содержащему примесь хрома (Сг203 - 0,31 %; табл. 1).
Таблица 1
Результаты микрозондовых анализов фемических породообразующих минералов и серпентинов пород Тескудук-Ченгельдинского _ультрабазит-базитового массива (Северный Тамдытау), в %_
Название породы п 8x02 Т1О2 М2О3 БеО* МпО У205 СГ2О3 Mg0 СаО ^20 К2О Р2О5 С1 803 N10 СоО Ag20 Аи Рг Всего
Оливин
Лерцолит, ТМ-10 9 53,87 0,97 2,52 11,06 0,22 0,04 0,23 30,03 0,67 0 0 0 0 0 0,17 0,93 0,01 0,09 0,15 100,96
Серпентинизирован. лерцолит, ТМ-7 4 49,68 0,02 2,11 3,05 0,14 0 0,06 44,67 0,62 0 0 0 0 0 0,27 0,01 0 0 0 100,63
Серпентинизирован. лерцолит, ТМ-8 1 48,48 0,03 1,86 4,93 0,10 0 0,22 44,28 0,05 0 0 0 0 0 0,22 0 0 0 0 100,17
Диопсид
Габбро, ТМ-12 10 55,13 0,04 2,74 10,69 0,26 0,08 0,31 17,78 13,20 0,30 0,15 0 0,19 0,07 0,01 0 0 0 0 100,95
Энстатит
Лерцолит, ТМ-10 4 55,17 0,27 5,80 5,09 0,13 0,11 0,30 21,11 11,86 0 0 0 0 0 0,26 0,04 0 0 0,07 100,21
Авгит, ферроавгит
Габбро, ТМ-12 2 48,03 0,29 9,95 11,03 0,15 0,20 0 15,77 12,53 1,00 0,15 0 0 0 0 0 0 0 0 99,10
Диабаз, ТМ-15 13 48,94 0,12 3,37 24,00 0,48 0,13 0,05 9,03 11,61 0,02 0,13 0,32 0,01 0 0,02 0 0 0 0 98,23
Роговая обманка
Габбро, ТМ-12 2 42,23 0,11 21,46 10,59 0,20 0,06 0,37 19,92 2,83 1,22 0,97 0 0,01 0,02 0 0 0 0 0 99,99
2 46,91 0,30 29,87 3,16 0,07 0 0,10 6,42 9,99 2,11 1,11 0 0,03 0 0 0 0 0 0 100,07
2 53,37 0,13 25,04 2,76 0,03 0 0,12 6,53 6,91 4,35 0,59 0 0,14 0,07 0 0 0 0 0 100,04
2 53,13 0,11 25,95 10,59 0,20 0,06 0,37 1,99 2,83 4,80 0,97 0 0,06 0,06 0 0 0 0 0 101,12
Диабаз, ТМ-15 2 56,89 0,59 15,31 10,45 0 0,01 0 3,29 8,33 2,84 1,14 0,84 0,02 0,12 0 0 0 0 0 99,83
Г россуля р
Габбро, ТМ-12 2 39,20 0 30,78 3,74 0,06 0 0 1,18 24,94 0,10 0,07 0 0 0 0 0 0 0 0 100,07
Диабаз, ТМ-15 2 38,65 0 28,22 7,40 0,36 0 0 0,31 24,73 0 0,04 0,32 0 0 0 0 0 0 0 100,03
Серпентин
Лерцолит, ТМ-10 4 54,38 0,06 2,01 5,64 0,19 0,06 0,33 26,24 0,17 0 0 0 0 0 0,07 0,33 0 0,07 0,11 89,66
Серпентинизирован. лерцолит, ТМ-8 3 43,64 0,01 1,70 3,67 0,08 0,04 0 38,90 0,02 0 0 0 0 0 0,20 0,04 0 0 0 88,30
Серпентинит, ТМ-11 3 42,07 0,03 0,62 2,64 0,10 0,03 0,04 38,16 0,03 0 0 0,46 0 0,20 0,25 0,05 0,11 0,03 0,32 85,14
4 43,18 0,01 0,62 3,22 0,09 0,04 0,10 40,87 0,02 0 0 0 0 0 0,17 0,02 0,10 0 0,09 88,53
Примечание: Здесь и далее в таблицах: БеО* = РеО+Бе2О3; п - количества определений; содержания СО2 и Н2О - не определены; микрозондовые анализы выполнены У.Д.Мамарозиковым в Институте геологии и геофизики им. Х.М.Абдуллаева.
ГЛ/^ Л |0ШЕСТ0ЯУ0Р ОРЕЫ АССЕБЭ J0URNALS
Клинопироксен в шлифе светло-зеленый, присутствует в виде неправильных порфиро-видных зерен, иногда встречаются слегка округлые короткопризматические зерна, образующие в ассоциации с оливином пойки-лобластовые срастания. Клинопироксен соответствует диопсиду (С: Ng = 400).
Наибольшие содержания хром-магнетита, хромшпинелида и хромита характерны для серпентинизированных перидотитов (лерцо-литов) и серпентинитов Северного Тамды-тау, в которых количество их иногда достигает 5.10 % от объема породы.
Нередко отмечается сгущение акцессорной вкрапленности вплоть до образования хромистых серпентинизированных перидотитов. Характерно также замещение хром-шпинелидов магнетитом по периферии зерен и по трещинам (рис. 3 и 4).
Рис. 3. Растровые снимки фрагментов замещения хромшпинела магнетитом (а, б,
г), пентландита гарниеритом (в) по периферии зерен и микроформы вторичной магнетит-хромитовой смеси - «конского хвоста» (д), пылевидных частиц в серпентине (е)
Магнетит наблюдается в виде ксеноморф-ных зерен размером 0,01.0,05 мм. На участ-
ках с повышенным содержанием рудного минерала (3. 5%) перидотиты приобретают си-деронитовую структуру, причем магнетит обычно располагается на стыке зерен оливина и серпентина или в серпентиновой массе. Кроме того, при серпентинизации оливина развивается тонко распыленный магнетит, иногда образуют микроформу «конского хвоста» (рис. 3). В некоторых зернах оливина отчетливо наблюдаются структуры распада в виде тонких ламелей магнетита. Причем магнетит, замещающий по краям зерна хром-шпинелида, практически идентичен по составу магнетиту, присутствующему в виде ламе-лей в зернах оливина. Кроме того, встречаются единичные зерна хромистого магнетита.
Акцессорный магнетит часто содержит примеси хрома (Сг203 0,09.1,79 %), никеля (№0 0,32.0,35%), кобальта (СоО 0,03.0,07 %) и платиноидов (ЭПГ 0,06.0,42 %), редко меди (СиО 0,03 %), цинка (2и0 0,07 %), золота (Аи 0,04.0,05 %) и серебра (А§20 до 0,31 %). В отдельных зернах магнетита с помощью микрозондовых анализов установлены кластеры Fe0xAg20, содержащие (в %): БеО - 45,41; М§0 - 1,52; А§20 - 50,78; Аи -0,40; С1 - 0,11; Б03 - 0,27 (табл. 2).
m
m
Рис. 4. Растровый снимок замещение хром-шпинели магнетитом по периферии зерен.
Серпентинизированный лерцолит
Пентландит является главным минера-лом-концентратром никеля в породах ульт-рабазит-базитовых комплексов. С помощью электроного-микроанализатора JXA-8800 (Гео1) этот минерал и замещающий его гарниерит были установлены в серпентинизи-рованных лерцолитах Северного Тамдытау (рис. 3 и 5, табл. 3 и 4).
Таблица 2.
Результаты микрозондовых анализов рудных минералов пород Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива
(Северный Тамдытау), в %
Название породы n SiÜ2 TiÜ2 AI2O3 FeÜ* MnÜ V2O5 СГ2О3 NiÜ CoÜ MgÜ CaÜ CuÜ ZnÜ Ag2Ü Au ЭПГ Всего
Магнетит
Лерцолит, ТМ-10 6 1,00 0,17 0,15 97,01 0,23 0,04 0,16 0,33 0,06 0,63 0,01 0 0 0,01 0,05 0,25 100,10
Серпентинизирован лерцолит, ТМ-7 2 0,70 0,01 0,16 95,85 0,19 0,03 1,79 0,35 0,07 0,80 0 0,03 0,07 0 0,04 0,42 100,51
Серпентинизирован. лерцолит, ТМ-8 3 0,42 0,04 0,53 96,61 0,45 0 0,09 0,32 0,03 1,10 0,01 0 0 0,31 0 0,06 99,97
Серпентинит, ТМ-11 5 0,39 0,01 0,06 97,83 0,17 0,02 0,60 0,54 0,07 0,61 0 0,02 0,02 0,06 0 0,03 99,03
2 0,10 0 0,04 89,49 0,18 0 0,10 8,30 0,07 0,29 0,09 0 0 0,07 0 0,30 99,29
Габбро, ТМ-12 6 0,91 2,08 0,21 95,06 0,24 0,11 0,05 0,05 0,01 0,23 0,07 0 0 0,05 0,02 0,20 99,05
Диабаз, ТМ-15 4 0,72 4,93 0,18 91,08 1,23 0,25 0,06 0,06 0,02 0,11 0,05 0 0 0,11 0,03 0,22 90,05
Хром-магнетит
Серпентинизирован. лерцолит, ТМ-8 2 0,20 0,03 0,14 77,58 1,90 0,12 17,82 0,36 0 1,41 0 0 0 0,34 0 0,11 100,01
Хромшпинель
Серпентинизирован. лерцолит, ТМ-7 4 0,39 0,18 19,12 32,93 0,38 0,19 39,34 0,15 0,05 6,25 0,06 0 0,31 0 0,05 0,42 99,82
Серпентинизирован. лерцолит, ТМ-8 4 0,75 0,25 18,83 30,00 0,38 0,14 40,55 0,14 0 8,85 0,02 0 0,18 0,09 0 0,02 100,20
Серпентинит, ТМ-11 6 0,14 0,16 12,86 41,73 0,93 0,18 37,46 0,11 0,15 5,66 0,06 0,04 0,28 0,07 0,05 0,22 100,10
Ильменит
Диабаз, ТМ-15 5 1,90 48,42 0,27 39,18 8,17 0,51 0 0 0 0 1,59 0 0 0 0 0 100,04
Примечание: ЭПГ - элементы группы платиноидов.
Пентландит и гарниерит - главный источник выплавляемого никеля. Около 90% никеля в мире добывается из пентландитсодержа-щих руд. Из этих же руд, помимо никеля, извлекаются также медь, кобальт, платиноиды, серебро. Характерной чертой пентландита и гарниерита ультрабазитов Тамдытау является высокое содержание в них также редкоземельных элементов (ТЯгОз 8.9 %).
Рис. 5. Растровый снимок замещение пентландита гарниеритом по периферии зерен. Серпентинизированный лерцолит
Серпентин в серпентинизированных ду-нитах и лерцолитах является обычным продуктом изменения оливина. Главными морфологическими разностями серпентина являются хризотил, антигорит, серпофит и бас-тит [4].
Серпентиниты аподунитовые и апопе-ридотитовые лизардит-хризотилового, реже антигоритового состава являются наиболее распространенной ультраосновной породой Тамдытау [1-6, 8, 17]. Ими сложена значительная часть Тескудук-Ченгельдинской полосы. Характеризуются зеленой и черно-зеленой окраской, тонкозернистой структурой, массивной и сланцеватой текстурой. Иногда они рассланцованы и перетерты. Структура основной массы зависит от состава серпентинового минерала, формы и пространственного расположения его зерен. Выделяются следующие виды структур: петельчатая, пластинчатая, чешуйчатая, параллельно- и спутано-волокнистая, сетчатая. В аполерцолитовых серпентинитах структура бластопорфировая и пойкилитовая (рис. 6).
Таблица 3
Результаты микрозондовых анализов пентландита серпентинизированных лерцолитов Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива, в %
Номер анализа Si Al Fe Mn V Cr Ni Co S TR Сумма
1 0,07 0,20 17,25 0,03 0,04 0,01 40,30 3,70 30,09 8,04 99,73
2 0,09 0,26 17,20 0,02 0,02 0,05 39,14 3,79 30,17 9,26 100
3 0,06 0,24 17,63 0 0,07 0 39,54 3,65 30,42 9,00 100,61
4 0,10 0,33 17,18 0 0,02 0,09 39,57 3,79 30,14 8,86 100,08
Ср. из 4. 0,08 0,26 17,32 0,01 0,04 0,04 39,64 3,73 30,20 8,80 100,12
Примечание: ТЯ - редкоземельные элементы.
Таблица 4
Результаты микрозондовых анализов гарниерита серпентинизированных лерцолитов Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива, в %
Номер анализа SiÛ2 AI2O3 FeO* MnO V2O5 &2O3 СаО NiO CoO ZnO TR2O3 SO3 Сумма
1 19,49 1,48 49,63 0,04 0,03 1,83 1,76 16,48 0,79 0,13 7,98 0,42 100,06
2 19,96 1,71 49,89 0,02 0,07 1,46 1,86 15,62 0,61 0 8,55 0,26 100,01
Ср. из 2. 19,72 1,60 49,76 0,03 0,05 1,65 1,81 16,05 0,70 0,06 8,27 0,34 100,04
3 20,59 0 59,57 0 0 0 1,77 16,83 0 0 0 0,46 99,22
Минералогический состав серпентинитов по А.А. Мусаеву [1]: хризотил, антигорит, серпофит, бастит, хромшпинель, хромит, магнетит, магнезиально-железистый карбонат, тальк, тремолит, актинолит и др. Они обнаружены только в пределах асбестовых зон вблизи хромитовых тел в виде небольших участков со стороны лежачего контакта гипербазитов. Хризотиловый серпентинит главным образом состоит из хризотила, составляющего 70-80 до 90% объема породы и в подчиненном количестве магнетита, анти-горита и хромита.
Рис. 6. Фотоснимки выделений магнетита в виде сетки (а, б), шнурков (в, г) и пятен (д-з) в серпентинитах (а, в, д, е, ж - снимки получены без анализатора, остальные с анализатором)
Иногда встречается тальк и хромовый хлорит (кочубеит, родохром). Хризотил выделяется в виде шнурочков и, располагаясь, образует характерную для породы петельча-
тую структуру. Имеются участки с решетчатым расположением шнурочков хризотила.
Магнетит в породе выделяется в виде сетки, шнурков и пятен (рис. 6)
Из магматических минералов сохранились только зерна хромита и хромшпинели-да, превышающие 1.5 % объема породы. В некоторых случаях он выделяется в виде вкрапленников, составляя 7.9 % объема. Размер хромитовых и хромшпинелидовых зерен 0,3.0,8 мм.
Хризотил-серпофитовые серпентиниты имеют большое распространение, чем хризо-тиловые. Они слагают участки в районе асбестовых проявлений и к югу от них. Макроскопически эта порода очень сходна с хризолитовым серпентинитом. Под микроскопом количество серпофита колеблется от 30 до 50%, иногда и больше.
Габбро-пироксениты и габбро в пределах массива пользуются значительным распространением. Главные их выходы, шириной 400 м, обнажаются в северо-западной части Тескудук-Ченгельдинской ультрабази-товой полосы на участке прорывания их Тамдынским гранитоидным массивом (рис.1). Небольшие выходы пироксенитов и габбро-пироксенитов шириной 10.15 м отмечаются в переделах асбестовых зон и правого борта сая Тескудук. В своем развитии пироксениты и габбро-пироксениты приурочены исключительно к висячему контакту гипербазитовых тел и являются промежуточным звеном между серпентинитами и амфиболовыми габбро. Макроскопически они представляют собой в основном средне-зернистые и иногда крупнозернистые породы зеленого, темно-зеленого с коричневатым оттенком, цветов. Они состоят на 70.80 % из клинопироксена и на 20.25% из плагиоклаза (рис. 7).
Зерна клинопироксена по периферии и по трещинам спайности замещаются амфиболом, а так же в меньшей степени хлоритом. Они по составу соответствуют диопсиду, авгиту и ферроавгиту отличающемуся от орто-пироксена (энстатита) из серпентинизиро-ванных лерцолитов повышенным содержанием примесей А1203, ТЮ2 и №20 (табл. 4). Клинопироксен в проходящем свете бесвет-
ный, образует короткопризматические зерна. С: N§=43-50°.
Амфибол, замещающий клинопироксен, по составу соответствует роговой обманке (табл. 4). Так же вблизи псевдоморфоз амфибола по клинопироксену отмечены игольчатые расщепленные зерна тремолита.
Рис. 7. Микрофтографии прозрачных шлифов пироксенита (а, б), габбро-пироксенита (в, г) и габбро (д, е) (а-б - формы нахождений и взаимоотношений клинопироксена (сРх), плагиоклаза (Р1), апатита (Ар) и магнетита (М1;) в пироксените; в-г - формы нахождений и взаимоотношений клинопироксена (сРх), плагиоклаза (Р1) и ссыпание рудной пыли в габбро-пироксените; д-е - мелких чешуек
ксеногенного биотита (В^ в клинопироксените; а, в, д - снимки получены без анализатора, б, г, е -с анализатором)
Серпентин представлен микролистоватым антигоритом, изотропным серпофитом и волокнистым хризолитом. В серпентинизи-рованной части породы отмечаются выделения неправильной, местами изометрической формы зерен магнетита.
Главная часть габброидных пород сосредоточена в Тескудук-Ченгельдынском массиве (рис. 1). Здесь они встречаются в тесной связи с гипербазитами. Они, как последние, образуют межформационные залежи. Наиболее крупный массив габброидных пород, мощностью более 500 метров и протяженностью около 3 км, расположен в западной части массива. Габброиды залегают исключительно в висячих боках залежей гипербази-тов. Это особенно отчетливо выражено в пределах участков асбестопроявлений, где отдельные сопки и возвышенности рельефа в верхних частях сложены габбро, а внизу -гипербазитами.
Микроскопически среди габбро различаются габбро, роговообманковые габбро и габбро-амфиболиты. Все эти разновидности габброидов постепенно переходят друг в друга. Из жильных дериватов габброидов выделены габбро-диабазы и диабаз-порфиры (рис. 8).
Габбро распространены главным образом в пределах зон асбестопроявлений. Они постепенно сменяются амфиболами габбро, в составе которого пироксен отсутствует, и определяются только по отдельным реликтам среди заместившего его амфибола. Выходы габбро в своем развитии тяготеют к зонам тектонических нарушений.
Макроскопически габбро средне- и мелкозернистые массивные серого и зеленовато - серого цвета породы. Размер зерен 0,5.1 мм. В шлифах обнаруживается габбровая, реже офитовая и еще реже пойкилито-офитовая структура. Состав пароды не постоянный и меняется от обнажения к обнажению. В среднем она состоит из соссюри-тизированного плагиоклаза 55.60 %, ура-литизированного пироксена - 35%, отдельных зерен апатита. Иногда темноцветные минералы в породе представлены обыкновенной роговой обманкой и уралитом. В эн-доконтакте с гранитоидами в составе их появляются кварц около 2.3%, эпидот, цоизит и пренит.
Плагиоклаз в шлифе соссюритизирован. Его можно различить по оставшимся реликтам среди соссюритовой массы. Образует изометричные, пластинчатые округлые и
иногда неправильные формы. Определены три генерации плагиоклаза в редко сохранившихся свежих реликтах с полисинтетическими двойниками, показывающие эволюции магматического расплав и соответствующие Ап83^-Лп76^-Лп66. Встречаются единичные зерна анортоклаза (Лп460г38ЛЬ17).
Рис. 8. Строение габбро-диабазов, диабазов и плагиогранит-порфиров параллельных даек (а, б- полнокристаллический мелкозернистый габбро-диабаз с гипидиомофными зернами соссюритизированного плагиоклаза и с тонкодисперсным углеродистым веществом; в, г - вкрапленники амфибола и микролиты
соссюритизированного плагиоклаза, рассеянные пылевидные частицы рудных минералов в матрице диабазовой дайки; д, е -катаклаклизрованные зерна кварца и серицитизированного кислого плагиоклаза (альбита) в дайке плагигогранит-порфира; а, в - снимки получены без анализатора, б, г, д, е - с анализатором)
Моноклинный пироксен образует корот-копризматические и неправильные зерна. В параллельных николях бесцветный, С: N§=44.46°, что соответствует диопсиду, авгитам и ферооавгитам (табл. 1)
Амфибол представлен обыкновенной роговой обманкой и уралитом. Форма выделе-
ния роговых обманок призматическая. Они находятся в промежутке зерен соссюритизи-рованного плагиоклаза. В параллельных ни-колях - роговая обманка светло-зеленого цвета с ясным плеохроизмом в зеленых тонах. С: ^ =15.16°.
Роговообманковые габбро распространены в основном в северо-западной части Чен-гельды-Тескудукской полосы гипербазитов. По содержанию роговых обманок габбро варьирует от нормального до меланократово-го с постепенным переходом друг в друга. Среди габбро выделяются габбро- амфиболиты, имеющие сланцеватую текстуру. Они также постепенно переходят в другие разности габбро. По внешнему виду габбро представлены массивными, серыми, темно-серыми, зелеными породами средне- и мелкозернистой, и в редких случаях порфировид-ной структуры. Сложены они главным образом плагиоклазами (40.50 до 70%), представленными номерами от 40 до 96, обыкновенными роговыми обманками, актинолитам, цоизитом, сосюритом, лейкоксеном, титанитом.
Плагиоклазы в этой разности габбро образуют идиоморфные призматические зерна с ясно выраженными двойниками. Размер зерен в среднем 1,5.2 мм. В шлифе отмечены пой-килитовые включения плагиоклазов в зернах роговых обманок. Плагиоклазы чаще всего подвержены цоизитизации и серицитизации.
Роговые обманки в шлифе составляют от 40 до 60% и более. Под микроскопом они представлены крупными до 2.2,5 мм призматическими, а также мелкими чешуйчатыми образованиями.
В эндоконтакте с гранитоидами в габбро наблюдается сильное изменение, как в структуре, так и в минералогическом составе. Здесь порода макроскопическая и под микроскопом напоминает диабазы. Главные породообразующие минералы - плагиоклазы и роговые обманки подвергнуты сильному изменению. Высока роль актинолитизации и карбонатизации.
Из акцессорных минералов в габброидах отмечаются ильменит, лейкоксен, сфен и редко апатит. Ильменит образует каплевидные формы. Сфен вместе с лейкоксеном об-
разует зерна изометрическом и неправильном формы. В меланократовой разности габбро наблюдается как вкрапленники пирротина и халькопирита.
Дайки габбро-диабазов и диабазов встречаются в северной части главной полосы ги-пербазитов, вблизи Тамдынского гранитоид-ного массива в виде даек северо-восточного простирания, мощностью 1.1,5 м. Это массивные мелкозернистые породы темно-серого и серого цвета. Под микроскопом отмечается диабазовая структура. Плагиоклаз в породе составляет около 50.55 %. Он более идиоморфен, чем темноцветные минералы. В породе также встречаются единичные микролиты анортоклаза.
Роговые обманки выделяются в виде призматических и короткопризматических зерен с ясным плеохроизмом в зеленых тонах, С: N§=12.18°.
В породах базитовых даек представлены выделения преимущественно магнетита, ти-таномагнетита, ильменита, характеризующиеся неравномерным распространением.
Преобладающая масса рудных вкрапленников имеет ксеноморфную форму с извилистыми прямолинейными границами, определяемыми контурами прилегающих к ним нерудных кристаллов (плагиоклаза и пироксе-нов). Размеры рудных выделений обнаруживают отчетливую зависимость от структуры пород, в мелкозернистых породах они изменяются от 0,1.0,5 до 1,0.1,5 мм.
Магнетиты интрузивных тел габброидов и их дериватов являются минералами-носителями золота (Аи - 0,02.0,03 %), серебра (Ag2O - 0,05.0,11 %) и платиноидов (ЭПГ - 0,02.0,22 %).
В матрице базитовых даек Северного Тамдытау с помощью микрозондового анализа определен марганецсодержащий ильменит и лейкоксен - в породе составляют до 3.3,5 % объема породы.
К характерным чертам акцессорной минерализации базитовых даек также можно отнести содержание в них хлорапатита, содержащего до 4 % редкие земли (табл. 6).
Таблица 6
Результаты микрозондовых анализов апатита параллельных диабазовых даек Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива, %
Номер анализа S1O2 AI2O3 FeO* MgO CaO P2O5 Cl TR2O3 Сумма
1 0,93 0,12 0,96 0,31 52,36 41,43 0,95 3,45 100,51
2 0,80 0,56 1,17 0,14 52,48 41,13 0,70 3,02 100
3 0,88 0,98 0,74 0,22 52,14 41,05 0,26 3,72 99,99
4 2,06 1,07 1,11 0,23 52,25 40,05 0,66 2,68 100,11
5 0,60 0,56 0,84 0,10 52,90 41,35 0,45 3,33 100,13
Ср. из 5. 1,26 0,25 0,96 0,20 52,43 41,00 0,50 3,24 99,84
4. Петрохимические особенности и геохимическая специализация
По химизму и петрохимическим особенностям породы Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива соответствуют нормальному магматическому ряду, характеризующие эволюции доорогенного мантийного магматизма (табл. 7). Они имеют закономерно повышающиеся содержания БЮ2 от ультрабазитов к базитам и охватывают широкий спектр пород. От ультрабазитов (перидотиты) к базитам (пироксенит, габбро-
пироксенит, габбро, диабаз) постепенно повышается щелочность пород (значение Ш20+К20 в перидотитах до 0,36 %; пирок-сенитах - до 1,20 %; габбро - 1,5.5,28 %; габбро-диабазовых и диабазовых дайках -2,89.4,57 %, базальтах - 1,98.6,37 %).
Химический состав и петрохимические коэффициенты пород Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива,
Таблица 7 в %
№ проб S1O2 T1O2 AI2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 СО2 Н2О SO3 П.п.п. Всего Na2O+ K2O Na2O/ K2O al' f' Mg# Kf
Пе ридотиты, апоперидотитовые серпентиниты
1 44,01 0,09 2,22 5,37 3,33 0,06 26,56 10,64 0,07 0,02 0,02 0,04 0,27 0,04 6,42 99,16 0,09 3,5 0,06 32,08 75,33 24,67
6003 42,52 0,21 1,99 9,7 3,46 0 25,04 9,75 0,1 0,04 0 0 0,68 0 6,12 99,61 0,14 2,5 0,05 34,95 65,55 34,45
411-9 39,25 0,2 1,79 14 1,26 0,17 29,33 0,28 0,2 0,1 0,03 0,6 1,24 0,12 11,6 100,17 0,3 2 0,04 44,96 65,78 34,22
411-10 39,6 0,15 2,23 7,18 3,15 0,1 34,66 0,57 0,24 0,06 0,03 0,94 0,5 0,07 11,46 100,94 0,3 4 0,05 45,24 77,04 22,96
411-11 39,75 0,15 2,23 7,02 4,07 0,1 34,05 0 0,2 0,04 0,03 0,28 0,92 0,06 11,23 100,13 0,24 5 0,05 45,39 75,43 24,57
411-13 43,55 0,15 2,5 4,23 3,13 0,08 34,05 0,57 0,22 0,1 0,03 0,44 1,01 0,04 11,2 101,3 0,32 2,2 0,06 41,64 82,23 17,77
411-17 39,45 0,1 8,21 1,36 2,08 0,07 34,05 1,15 0,4 0,1 0,03 0,55 1,09 0,09 12,84 101,48 0,4 4 0,2 37,66 90,82 9,18
411-18 39,9 0,15 3,12 6 2,98 0,1 34,05 0,86 0,26 0,1 0,03 0,71 1 0,07 11,84 101,17 0,36 2,6 0,07 43,28 79,13 20,87
ТМ-11 41,9 0,02 0,85 6,1 3 0,08 39,27 0,02 0 0 1,08 0,6 1,21 0,45 7,58 99,19 0 0 0,02 45,4 86,5 13,50
9 38,78 0,06 1,43 5,92 3,42 0,18 36,25 1,29 0,09 0,02 0,03 0,74 0,24 0,06 10,91 99,42 0,11 4,5 0,03 42,41 79,51 20,49
2167 37,26 0,1 2,78 7 3,23 0,14 36,1 0,2 0 0 0 0 0,4 0 12,03 99,64 0 0 0,06 43,34 77,92 22,08
57 37,9 0,01 2,38 4,38 6,25 0,13 35,9 1,4 0 0 0 0 0,4 0 11 99,75 0 0 0,05 40,42 77,15 22,85
Пироксениты
2 46,13 0,2 3,88 4,9 6,25 0,18 20,41 13,57 0,16 0,06 0,02 1,21 0,13 0,13 2,77 100 0,22 2,67 0,12 25,69 64,67 35,33
5 49,5 0,05 3,12 0,35 3,56 0,08 22 18,2 0 0 0 0 0,65 0 2,35 99,86 0 0 0,12 22,48 84,91 15,09
7020 46,55 0,26 5,49 7,66 6,34 0,23 17,24 14,15 0,12 0,05 0 0 0,24 0 1,2 99,75 0,17 2,4 0,18 25,39 55,19 44,81
411-24 51,9 0,15 3,21 0,86 4,06 0,12 18,73 17,59 0,4 0,06 0,03 0,44 0,17 0,1 2,44 99,53 0,46 6,67 0,14 23,92 79,20 20,80
411-36 50,36 0,07 7,14 0 5,46 0,14 17,01 14,71 1 0,2 0,03 0,44 0,25 0,06 3,75 100,62 1,2 5 0,32 22,68 75,70 24,30
411-61 47,43 0,2 2,67 2,09 6,39 0,12 25,7 11,77 0,36 0,06 0,06 1,87 0,58 0,22 0,88 100,4 0,42 6 0,08 34,5 75,19 24,81
Габброиды
ТМ-12 50,95 0,18 11,47 8,04 0,21 13,57 13,41 0,57 0,93 0,44 0 0 0,01 0 99,78 1,5 0,61 0,53 22 62,88 37,21
7529 45,22 0,31 16,26 8,31 5,76 0,08 6,64 13,35 0,16 1,08 0,03 0 0,4 0 2,33 99,93 1,24 0,15 0,79 15,34 32,06 67,94
июл.72 50,37 0,51 14,41 6,87 7 0,13 6,22 9,9 0,84 1,83 0 0 0 0 1,38 99,46 2,67 0,46 0,72 13,73 30,96 69,04
Продолжение табл. 7
№ проб SlO2 Т1О2 М2О3 Ре2О3 БеО МпО МеО СаО ^О К2О Р2О5 СО2 Н2О SOз П.п.п. Всего К2О ^О/ К2О аГ Г
2202 48,43 0,42 19,18 0,78 7,39 0,14 7,13 8,79 3,4 1 0,1 0,22 0,15 0,09 2,43 99,65 4,4 3,4 1,25 8,47 46,6 53,40
2204 50,17 0,32 14,48 1 7,4 0,13 11,49 7,94 3,1 0,4 0,07 0,2 0,1 0,05 2,58 99,43 3,5 7,75 0,73 12,94 57,78 42,23
2263 49,53 0,62 12,57 2,08 6,32 0,12 12,9 6,66 4,6 0,33 0,03 0,11 0,15 0,23 3,98 100,23 4,93 13,94 0,59 15,72 60,56 39,44
3036 47,42 1,55 16,52 0,9 8,47 0,1 8,65 5,87 2,97 1,95 0,33 0,1 0,2 0 4,6 99,63 4,92 1,52 0,92 11,2 48 52
3044 48,65 1,75 17,01 2,01 8,62 0,11 5,75 7,84 3,28 1,21 0,26 0 0,1 0 2,86 99,45 4,49 2,71 1,04 9,62 35,1 64,65
3045 47,2 1,65 17,4 3,46 7,7 0,12 5,7 8,26 3,2 1,3 0,29 0 0 0 3,36 99,64 4,5 2,46 1,03 10,93 33,81 66,19
3046 47,6 1,6 17,78 0,82 8,93 0,11 5,6 8,99 3,17 1,18 0,29 0 0,1 0 3,26 99,43 4,35 2,69 1,16 8,13 36,48 63,52
6 48,27 0,36 17,01 0,96 6,74 0,13 10,1 8,35 2,56 1,22 0,09 0,13 0,13 0,04 3,46 99,55 3,78 2,1 0,96 11,55 56,74 43,26
7 46,36 0,91 11,57 10,77 7,74 0,13 6,76 11,51 1,11 1,38 0,01 0 0,6 0,11 1,42 100,38 2,49 0,8 0,46 18,57 26,75 73,25
К-184 48,93 0,49 16,19 3,4 5,67 0,12 8,39 10,35 3,16 0,65 0 0 0,56 0 2,2 100,11 3,81 4,86 0,93 18,07 48,05 51,95
К-438 44,17 1,86 16,57 0,01 5,21 0,12 1,88 13,2 4,44 0,84 0 0 2,33 0 8,11 98,74 5,28 5,29 2,33 9,08 26,48 73,52
411-26 45,8 0,7 17,05 0 5,39 0,12 10,37 13,55 1,64 0,36 0,03 1,43 2,9 0,04 0,5 99,88 2 4,56 1,08 16,58 65,80 34,20
411-28 46,45 0,15 13,74 1,73 6,36 0,13 13,3 10,67 1,4 0,4 0,03 1,26 3,6 0,04 3,54 99,8 1,8 3,5 0,64 21,67 62,18 37,82
411-34 43,75 0,1 15,35 2,6 8,48 0,06 7,65 14,13 0,9 0,4 0,03 1,43 3 2,04 0,31 100,23 1,3 2,25 0,82 18,89 40,84 59,16
411-37 48,84 0,2 14,67 0,96 4,53 0,13 11 13,57 1,9 0,5 0,07 1,1 1,92 0 0 99,39 2,4 3,8 0,89 16,82 66,71 33,29
411-38 49,76 0,2 13,96 1,32 5,53 0,15 12,25 11,26 2,14 0,34 0,05 0,66 1,64 0,1 0 99,36 2,48 6,29 0,73 19,45 64,14 35,86
411-39 48,58 0,2 16,11 0,84 4,96 0,14 11,73 10,37 1,76 0,4 0,05 0,55 1,96 0,11 1,6 99,36 2,16 4,4 0,92 17,87 66,91 33,09
411-43 50,7 0,1 20,05 0,89 3,88 0,11 8,3 9,39 1,8 0,8 0,05 0,39 2,94 0,05 0 99,45 2,6 2,25 1,53 13,28 63,50 36,50
411-46 49,86 0,34 17,54 1,3 6,07 0,15 7,99 8,95 2,3 1,72 0,05 0,66 2,6 0,04 0 99,57 4,02 1,34 1,14 15,85 52,02 47,98
411-69 49,64 0,3 15,21 1,4 6,72 0,17 10,38 7,94 3,1 0,4 0,07 1,15 2,9 0,08 0 99,46 3,5 7,75 0,82 18,97 56,11 43,89
411-72 51,64 0,3 15,21 1,06 6,47 0,2 9,96 8,95 3,6 0,44 0,05 0,14 2,14 0,05 0 100,21 4,04 8,18 0,87 17,99 56,95 43,05
411-51 48,01 0,4 16,78 1,38 6,12 0,18 9,27 11,77 1,8 0,4 0,03 0,55 1,9 0,23 1,52 100,34 2,2 4,5 1,00 17,35 55,28 44,72
411-52 48,63 0,45 15,35 3 6,17 0,17 9,87 10,6 2 0,48 0,03 0,77 2,28 0,24 1,15 100,19 2,48 4,17 0,81 19,66 51,84 48,16
411-57 48,03 0,45 16,6 1,94 5,82 0,14 7,96 12,95 2 0,4 0,03 0,66 2,02 0,22 0,96 100,18 2,4 5 1,06 16,31 50,64 49,36
Окончание табл. 7
№ проб S1Ü2 T1Ü2 AI2O3 Fe2Ü3 FeÜ MnÜ MgÜ CaÜ Na2Ü K2Ü P2Ü5 СО2 Н2О SÜ3 П.п.п. Всего Na2Ü+ K2Ü K a OO al' f' Mg# Kf
411-63 51,95 0,5 15,17 0,75 7,25 0,14 10,89 4,42 3,72 0,4 0,02 0,22 3,46 0,1 1,68 100,67 4,12 9,3 0,80 19,53 57,65 42,35
Дайки базитов
8 47,71 1,64 17,17 1,8 8,43 0,11 6,42 7,76 3,16 1,41 0,29 0 0,1 0 3,52 99,52 4,57 2,24 1,03 9,97 38,56 61,44
ТМ-15 57,01 0,59 11,79 0,23 12,44 0,05 3,98 9,55 2,17 0,72 2 0 0 0,05 0 100,58 2,89 3,01 0,72 17.55 24,24 76,10
Базальты
13-А 52,23 0,45 14,86 1,03 6,68 0,03 9,8 9,1 2,84 0,5 0,05 0,38 0,14 0,1 1,92 100,11 3,34 5,68 0,85 17,99 55,97 44,03
13-В 47,03 0,47 15,57 1,33 7,87 0,03 14,8 6,06 1,78 0,2 0,03 0,06 0,14 0,17 5,34 100,88 1,98 8,9 0,65 24,5 61,67 38,33
14-G 51,44 0,72 14,68 2 6,25 0,03 6,4 6,21 4,08 0,28 0,12 1,32 0,04 0,52 5,92 100,01 4,36 14,57 1,00 15,4 43,69 56,31
14-E 55,67 0,7 14,81 0,38 5,96 0,09 6,65 5,34 3,2 0,62 0,18 0,42 0,16 0,36 5,78 100,32 3,82 5,16 1,14 13,78 51,19 48,81
15-D 54,76 0,6 14,99 0,46 7,83 0,06 5,44 8,8 3,84 0,76 0,11 0,66 0,06 0,17 2 100,54 4,6 5,05 1,09 14,39 39,62 60,38
15-I 51,63 0,75 14,1 1,03 9,62 0,08 6,65 8,95 3,84 0,42 0,06 0,66 0,02 0,1 1,82 99,73 4,26 9,14 0,82 18,13 38,44 61,56
2554-1 48 0,61 14,4 1,64 6,54 0,18 7 7,35 4,35 0,2 0,1 5,2 0,42 0,1 4,2 100,29 4,55 21,75 0,95 15,97 46,11 53,89
2554-2 43,56 0,6 16,33 1,6 8,37 0,21 7,8 7,3 3,6 0,17 0,08 5,2 0,43 0,1 4,9 100,25 3,77 21,18 0,92 18,58 43,89 56,11
2554-3 57,4 0,67 18,14 0,92 5,53 0,11 4,75 2,3 5,8 0,57 0,14 0,71 0,3 0,1 3,26 100,7 6,37 10,18 1,62 11,98 42,41 57,59
2554-4 56,87 0,66 18,36 0,97 5,75 0,14 6 1,98 5,3 0,42 0,12 0,2 0,32 0,1 3,14 100,33 5,72 12,62 1,44 13,52 47,17 52,83
2554-5 48,98 0,64 16,98 1,36 7,62 0,15 7,2 5 4 0,42 0,1 0,27 0,45 0,1 7,1 100,37 4,42 9,52 1,05 16,97 44,50 55,50
2554-6 49,24 0,66 16,84 1,37 8,38 0,19 7,66 3,56 4,77 0,14 0,1 1,98 0,43 0,1 4,62 100,04 4,91 34,07 0,97 18,26 44 56,00
Примечание: пробы №№ ТМ-11, ТМ-12 и ТМ-15 по автору; 1-9, 2167, 2202, 2204, 2263, 3036, 3044, 3045, 3046 - по А.А. Мусаеву [1]; остальные по И.А. Масленниковой [8]. В таблице петрохимические коэффициенты: Na2O+K2O (щелочность), Na2O/K2O (серия), Mg#=Mg0x100/Mg0+Fe203+Fe0 (магнезиальность), Kf=(Fe2O3+FeO)x100/Fe2O3+FeO+MgO (желизистось); al'=Al2O3/Fe2O3+FeO+MgO (гли-ноземистость), f= Fe2O3+FeO+MnO+MgO+TiO2 (фемичность).
|@ Ф ® I
175
По петрохимическим коэффициентам они относятся к натриевым сериям (в перидотитах Ша20/К20 - 2.5; пироксенитах - 2,4.6,67; габброидах - в среднем 4,10; базитовых дайках - 2,2.3,0; базальтах - в среднем 13,15), низкоглиноземистых (в перидотитах а1' -0,02.0,06; пироксентах - 0,08.0,32; габброидах - 0,53.2,33, в среднем - 0,94; базитовых дайках - 0,72.1,03; базальтах -0,65.1,62) магматических пород.
Значения коэффициентов магнезиально-сти пород гипербазит-базитового комплекса уменьшаются от перидотитов и пироксени-тов к габброидам и дериватам последних (в перидотитах - 65.91, в среднем - 78; пироксенитах - 55.85, в среднем - 72; габброидах - 27.67, в среднем - 50; базитовых дайках - 24.38, в среднем - 31; базальтах 38.62, в среднем - 47). Обратную картину можно увидеть при сопоставлении их значений коэффициента фемичности (в перидотитах Г - 32.45, пироксенитах Г - 22.34, габброидах Г - 8.22, в среднем - 13; базитовых дайках Г - 10.18; базальтах - 12. 18).
На диаграмме AFM [21] породы Теску-дук-Ченгельдинского ультрабазит-базито-вого массива попадают в поле известково-щелочных серий магматических пород (рис. 9, а). На графике Zr-Ti-Y [22] все анализы пород тяготеют к полю задуговых известко-во-щелочных базальтоидов и МОЯВ (рис. 9, в), а на диаграмме Р205-ТЮ2-Мп0 [23], наибольшая часть составов попадает в поле ост-роводужных толеитов (рис. 9, б). На диаграмме Т^2г/117-ЫЫ16 [24] большинство анализов попадает в поле составов острово-дужных базальтов (рис. 9, г). Размещения точек пород Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива на диаграмме Я1-Я2 Бачеловор-Боудена [25] указывают на принадлежность их к продуктам единого фракционированного мантийного магматического расплава. Петрогенезис последнего свойствен для доорогенного развития большинства складчатых областей (рис. 10).
Геохимическая специализация пород массива характеризуется ярко выраженными повышенными содержаниями хрома, никеля и кобальта в перидотитах, пироксенитах и их серпентинитах, чем в габброидах и диабазо-
вых даек (табл. 8). Максимальное содержание хрома в перидотитах и серпентинизиро-ванных разностях и серпентинитах до 450 г/т, никеля 1800 г/т, кобальта 140 г/т, когда в габброидах и парагентически ассоциирующие с ними базитовых дайках их содержания не превышают соответственно 82 г/т, 62 г/т, 35 г/т.
Рис. 9. Положение точек анализов пород Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива на дискриминационных диаграммах (а - ЛБЫ [21]; б - Р2О5-ТЮ2-МЮ [23]; в - 2г-ТьУ [22]; г - ТЬ-2г/117-ШЪ/16 [24])
Рис. 10. Размещения пород Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива на дискриминационной диаграмме Я1-Я2 [25]
Таблица 8
Результаты масс-спектрометрических анализов пород Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива, в г/т
Элемент Кларк в Земной коре [20] Перидотит Серпентинизорованные перидотиты Серпентинит Пироксенит Мезокра-товое габбро Лейкокра-товое габбро Диабаз
ТМ-10 ТМ-6 ТМ-7 ТМ-8 ТМ-9 Ср. из 4 ан. ТМ-11 ТМ-13 ТМ-12 ТМ-2 ТМ-15
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13
Р 930 180 150 200 210 190 187,5 210 230 180 180 1400
Li 32 1,8 0,77 0,81 0,69 0,88 0,79 1,1 0,97 12 13 8,5
ЯЬ 150 5,3 3,2 9,5 6,6 4,4 5,9 12 4 7,7 17 19
С8 3,7 0,6 0,2 0,6 0,28 0,27 0,34 0,51 0,29 0,62 0,62 1,3
Ве 3,8 0,15 0,15 0,32 0,088 0,062 0,155 0,13 0,088 0,1 0,27 0,5
Ва 650 24 10 32 28 25 24 48 27 660 300 6700
8г 340 14 8,8 11 17 18 13,7 26 8,1 330 210 260
ТЬ 13 2,3 0,4 3,1 1,4 2,3 1,8 1,2 0,89 0,73 0,71 1,1
и 2,5 2,3 6 3,4 3,4 1,7 3,6 0,98 0,96 1 1,1 1,1
са 0,13 0,018 0,0078 0,014 0,003 0,011 0,009 0,007 0,007 0,016 0,033 0,035
8п 2,5 0,17 0,17 0,3 0,21 0,22 0,23 0,24 0,25 0,28 0,78 0,35
2г 170 2,4 0,76 2,1 1,4 1,2 1,4 1,4 1,2 1,5 5,3 16
НГ 1 0,1 0,022 0,082 0,035 0,038 0,044 0,043 0,033 0,076 0,19 0,51
ШЬ 20 0,3 0,22 0,59 0,21 0,27 0,32 0,35 0,38 0,26 0,88 0,92
Та 2,5 0,035 0,023 0,051 0,029 0,033 0,034 0,026 0,04 0,027 0,095 0,069
8е 0,05 2,7 2,9 4,1 4,7 2,8 3,6 3,4 3,1 6,7 5,3 5,3
8Ь 0,5 0,15 0,53 0,85 0,67 0,27 0,58 0,29 0,22 0,17 0,4 0,54
Те 0,001 0,089 0,089 0,089 0,089 0,089 0,089 0,12 0,089 0,089 0,12 0,12
Л8 1,7 17 22 33 33 20 27 26 20 22 32 14
Л8 0,07 0,02 0,026 0,024 0,038 0,045 0,033 0,048 0,087 0,069 0,11 0,18
Ли 0,0043 0,005 0,009 0,01 0,005 0,003 0,007 0,005 0,013 0,008 0,003 0,034
ГЛ/^ Л |0ШЕСТ0ЯУ0Р
ОРЕЫ АССЕБЭ
Окончание табл. 8
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13
Cu 47 13 8,9 8,4 14 8,3 9,9 14 13 11 120 74
Zn 83 87 25 42 23 31 30 32 27 26 36 100
Pb 16 8,8 2,3 8,9 7,9 7,1 6,6 11 12 8,3 6 11
Fe 46500 68000 71000 130000 77000 69000 86750 70000 77000 44000 32000 82000
Ti 4500 460 73 140 72 92 94 100 91 600 440 3500
Mn 1000 1500 510 1000 560 610 670 740 650 880 810 1600
V 90 100 55 58 84 82 70 77 72 120 86 160
Co 18 85 100 110 140 130 120 110 100 35 25 25
Ni 58 950 1300 1300 1300 960 1215 1800 1800 62 29 31
Cr 83 430 380 450 450 450 433 250 260 82 73 58
Sc 10 23 6,7 8,3 9,4 9,7 8,5 10 9,1 34 10 38
Y 29 5,1 0,64 4,4 2,8 4,2 3,0 1,9 1,6 3 1,5 9,8
La 29 3 1,6 6 3,8 2,4 3,45 5,8 1,7 1,7 2,3 4,9
Ce 70 5,8 3,5 12 7,1 3,6 6,55 9,3 3,7 2,8 5 10
Pr 9 0,77 0,2 1,4 0,87 0,74 0,80 1,2 0,35 0,43 0,5 1,4
Nd 37 3,4 0,86 4,9 3,5 2,6 2,97 4,7 1,1 1,4 1,8 6,4
Sm 8 0,68 0,15 0,83 0,72 0,66 0,59 0,65 0,22 0,34 0,33 1,5
Eu 1,3 0,044 0,051 0,064 0,1 0,066 0,07 0,14 0,074 0,44 0,18 3,6
Gd 8 0,66 0,19 0,73 0,7 0,62 0,56 0,63 0,22 0,49 0,34 1,8
Tb 4,3 0,12 0,019 0,12 0,096 0,11 0,086 0,074 0,034 0,078 0,037 0,27
Dy 5 0,83 0,11 0,85 0,6 0,69 0,56 0,34 0,25 0,47 0,27 1,9
Ho 1,7 0,15 0,021 0,13 0,083 0,14 0,09 0,058 0,038 0,1 0,047 0,36
Er 3,3 0,53 0,078 0,39 0,29 0,4 0,29 0,18 0,1 0,27 0,14 1,1
Tm 0,27 0,089 0,011 0,048 0,045 0,07 0,0435 0,025 0,015 0,042 0,03 0,17
Yb 0,33 0,62 0,068 0,31 0,27 0,42 0,267 0,16 0,1 0,3 0,18 1,1
Lu 0,08 0,079 0,01 0,058 0,036 0,061 0,041 0,031 0,018 0,053 0,033 0,19
В результате нейтронно-активационных анализов минеральных и гравитационных концентратов хромитовых руд и габброидов, обогащенных никельсодержащими сульфидами определены суммарные содержания платиноидов 1.4 г/т [17].
Общий геохимический фон меди, цинка и свинца в породах комплекса характеризуется ниже кларковым, только в диабазовых дайках содержание меди увеличивается до 100 г/т. Содержания золота, серебра и сопутствующих им элементов ^е, Sb, Те, As, В^ постепенно увеличивается от перидотитов к габброидам и их дериватам.
На мультиэлементной диаграмме (рис. 11, а-б) в породах Тескудук-Ченгель-динского ультрабазит-базитового массива (включая дайки плагигранитов) наблюдаются по ЯЬ, Т^ ЭДЬ, Та, Т^ Zr, и максимумы по Sr, К и РЬ. Спектр распределения РЗЭ в перидотитах, габброидах и их дереватах пологий с незначительным обогащением легкими РЗЭ (рис. 11, г-е).
Суммарное содержание РЗЭ в перидотитах и их серпентинизированных разностях 12,5.28 г/т, пироксенитах - около 7 г/т, габброидах - 9.11 г/т, базитовых дайках -34,7 г/т.
Рис. 11. Мультиэлементные спайдер-диаграммы (а, б, в) и диаграммы распределения редкоземельных элементов (г, д, е): а, г - перидотиты; б, д - габброиды и их дериваты;
в, е- дайки плагиогранитов
В пробах из дайки плагиогранитового состава при несколько повышенном суммарном содержании РЗЭ (55.98 г/т), спектр распределения образует тренд, близкий диабазовым дайкам, с небольшим обогащением
в области легких редких земель. В плагио-гранитовых дайках наблюдается отрицательная европиевая аномалия, связанная, по всей видимости, с фракционированием плагиоклаза, когда в габброидах и диабазовых дай-
ках наблюдается явно положительная евро-пиевая аномалия.
Близость перидотитов, габброидов и их дереватов - базитовых даек по химическому и микроэлементному составу к известково-щелочным гипербазитам и базитам, а также положение фигуративных точек на дискриминационных диаграммах, указывают на их мантийную природу. Все это даёт основание подтвердить вывод, относительно формирования Тескудук-Ченгельдинского ультраба-зит-базитового массива в условиях спрединга. Геохимические особенности пород ультраба-зит-базитового комплекса указывают на их отчетливую принадлежность к офиолитовой ассоциации ввиду повышенных содержаний в них Сг, №, пониженных содержаний Т^ V, Rb, Sr и невысокой железистости.
5. Выводы
1. С помощью электронного микроанализатора «1ео1-8800КЬ» выявлены и исследованы формы нахождений и вещественные составы породообразующих, акцессорно-рудных минералов и рудогенерирующих флюидных микрообособлений перидотитов, габброидов и их дериватов, а также развивавшихся по ним серпентинитов Тескудук-Ченгельдинского массива. Определены главные минералы-носители и минералы-концентраторы хрома, никеля и кобальта, платиноидов, золота, серебра и редкоземельных металлов. Основными минералами хрома в гипербазитах являются хромшпине-лиды. Наибольшие содержания их выявлены в серпентинизированных лерцолитах и серпентинитах, в которых количество акцессорной Сг-шпинели иногда достигает 5 %, от объема породы. Характерно также замещение хромшпинелидов магнетитом по периферии зерен и по трещинам. Важным результатом является установление в серпентизи-рованных лерцолитах Тескудук-Ченгель-динского массива петландита и замещающего его гарниерита - главных минералов кон-
центраторов никеля и кобальта. Характерной чертой этих минералов является высокое содержание в них редкоземельных элементов (ТЯ20з 8.9 %).
2. С использованием современного метода анализа (ГСР-МБ) получена геохимическая характеристика пород Тескудук-Чен-гельдинского гипербазит-базитового массива. Подтверждена специализация перидотитов, пироксенитов и серпентинитов на хром, никель и кобальт. Показано, что максимальное содержание хрома в перидотитах и сер-пентинизированных разностях и серпентинитах достигает до 450 г/т, никеля 1800 г/т, кобальта 140 г/т, тогда когда в габброидах и парагенетически ассоциирующих с ними ба-зитовых дайках содержания этих элементов не превышают соответственно 82 г/т, 62 г/т, 35 г/т и являются около кларковыми. Общий геохимический фон меди, цинка и свинца в породах комплекса характеризуется ниже кларковым, только в диабазовых дайках содержание меди увеличивается до 100 г/т. Содержания золота, серебра и сопутствующих им элементов ^е, Sb, Те, As, ВГ) постепенно увеличиваются от перидотитов к габброидам и их дериватам.
3. Выявлена генетическая близость перидотитов, габброидов и их дериватов - бази-товых даек, которые по химическому и микроэлементному составу относятся к извест-ково-щелочным гипербазитам и базитам, а также положение фигуративных точек на дискриминационных диаграммах указывающих на их мантийную природу. Это дало основание сделать вывод, о формировании рудно-магматической системы Тескудук-Ченгельдинского ультрабазит-базитового массива в условиях спрединга. Эволюция данной системы сформировала хром-никелевое оруденение, местами с платино-идно и золото-серебряной нагрузкой Теску-дук-Ченгельдинского рудопроявления.
Список литературы
1. Мусаев А.А. Петрография комплекса базитов и гипербазитов Тамдынского горного массива и их рудоносность (Кызылкумы). Автореферат дис. ... кандидата геоло-го-минерологических наук. Ташкент: ИГГ АН РУз, 1967. 25 с.
2. Хамрабаев И.Х. Магматизм и постмагматические процессы в Западном Узбекистане. Ташкент: АН УзССР. 1958. 479 с.
3. Хамрабаев И.Х. Петролого-геохими-ческие критерии рудоносности магматических комплексов. Ташкент: Фан, 1969. 214 с.
4. Хамрабаев И.Х., Мусаев А.А., Ли-хойдов Ю.Г. О хромовой минерализации в гипербазитах Тамдынского массива // Узбекский геологический журнал. 1962. №4. С. 87-90.
5. Ахунджанов Р., Мамарозиков У.Д., Усманов А.И., Сайдыганиев С.С., Каримова Ф.Б., Зенкова С.О. Петрогенезис потенциально рудоносных интрузивов Узбекистана. Ташкент: Фан. 2014. 352 с.
6. Далимов Т.Н., Ганиев И.Н. Эволюция и типы магматизма Западного Тянь-Шаня. Ташкент: Университет. 2010. 226 с.
7. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир. 1979. 262 с.
8. Масленникова И.А., Субботин В.Н., Кириллова Г.Б. О двух типах офиолитов в Тамдытау // Геология и геодинамика Кы-зылкумо-Туркестанского региона. Ташкент: САИГИМС. 1989. С. 43-69.
9. Мурзин В.В., Даминов Б.Б., Азов-скова О.Б. Геохимия углеродистых гипер-базитов Оспинско-Китойского офиолитово-го массива (Восточные Саяны) // Труды ИГГ УрО РАН. 2013. Вып.160. С.144-149.
10. Округин А.В. Кристаллизационно-ликвационная модель формирования пла-тиноидно-хромитовых руд в мафит-ультра-мафитовых комплексах // Тихоокеанская геология. 2004. Т.23. № 2. С.63-75.
11. Осипенко А.Б., Сидиров Е.Г., Костяков А.И., Толстых Н.Д. Хромиты гиперба-зитовых массивов п-во Валижген, Корякия // Геология рудных месторождений. 2002. Т.4. № 1. С. 77-92.
12. Поляков Г.В., Изох А.Э., Кривенко
J References
J 1. Musaev A.A. Petrografiya kompleksa
J bazitov i giperbazitov Tamdynskogo gornogo
J massiva i ikh rudonosnost (Kyzylkumy).
J Avtoreferat of Diss. Cand. Sci. Tashkent.
J 1967. 25 p. (In Russian).
J 2. Khamrabaev I. Kh. Magmatizm I
J postmagmaticheskiye protsetsy v Zapadnom
J Uzbekistane [Magmatism and post-magmatic
J processes in Western Uzbekistan ]. Tashkent,
J AN UzSSR. 1958. 479 p. (In Russian)
J 3. Khamrabaev I. Kh. Petrologo-geokhi-
J micheskiye kriterii rudonosnosti
J magmaticheskikh kompleksov [Petrological and
J geochemical criteria for ore bearing igneous
J complexes]. Tashkent, Fan, 1969. 214 p. (In
J Russian)
J 4. Khamrabaev I. Kh., Musaev A.A.,
J Likhaydov Yu.G. O khromovoy mineralizatsii
J v giperbazitakh Tamdynskogo massiva [On
J chromium mineralization in the hyperbasites of
J the Tamdy massif]. Uzbekskiy geologicheskiy
J zhurnal, 1962, No.4, pp. 87-90. (In Russian)
J 5. Akhundzhanov R., Mamarozikov U.D.,
J Usmanov A.I., Saydyganiev S.S., Karimova
J F.B., Zenkova S.O. Petrogenezis potentsialno
J rudonostnykh intruzivov Uzbekistana
J [Petrogenesis of potentially ore-bearing intru-
J sions of Uzbekistan]. Tashkent, Fan, 2014. 352
J p. (In Russian)
J 6. Dalimov T.N., Ganiyev I.N. Evolitsiya i
J tipy magmatisma Zapadnogo Tyan-Shanya
J [Evolution and types of magmatism of the
J Western Tien Shan]. Tashkent, Universitet,
J 2010. 226 p. (In Russian)
J 7. Kolman R.G. Ofiolity [Ophiolites].
J Moskow, Mir. 1979. 262 p. (In Russian)
J 8. Maslennikova I.A., Subbotin D.N.,
J Krilova G.B. O dvukh tipakh ofiolitov v
J Tamdytay [About two types of ophiolites in
J Tamdytau]. Geologiya i geodinamika
J Kyzylkumo-Turkestanskogo regiona. Tashkent,
J SAIGIMS, 1989, pp. 43-69. (In Russian)
J 9. Murzin V.V., Daminov B.B., Azovskova
J O.B. Geokhimya uglerodistykh giperbazitov
J Ospinsko-Kitiyskogo ofiolitovogo massiva
J (Vostochnaya Sayany) [Geochemistry of car-
J bonaceous hyperbasites of the Ospino-Kitoi
J ophiolite massif (East Sayan Mountains)].
J Trudy IGG URO RAN, 2013, Vol. 160, pp.144181
А.П. Платиноносные ультрамафит-мафито-вые формации подвижных поясов Центральной и Юго-восточной Азии // Геология и геофизика. 2006. Т.47. № 12. С. 12271241.
13. Пушкарев Е.В., Анникина Е.В., Гау-ти Джю, Заккарини Ф. Хром-платино-вое оруденение Нижнетагилского типа на Урале: структурно-вещественная характеристика и проблема генезиса // Литосфера. 2007. № 3. С. 28-65.
14. Симонов В.А. Петрогенезис офиоли-тов. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН. 1993. 247 с.
15. Степанов В.А. Платиноидно-медно-никелевое провинции Северо-Азиатского кратона // Региональная геология и металлогения. 2013. № 56. С. 78-87.
16. Чернышев А.И., Юричев А.Н., Ки-чеева А.В. Петрогеохимические особенности хромитоносных ультрамафитов Курту-шибинского офиолитового пояса (Западный Саян) // Литосфера. 2019. Т.19. №5. С. 687703.
17. Юлдашев М.Н., Рустамов А.И., Ха-ликов А.Б. Строение и рудоносность (золото, платиноиды) мафит-ультрамафитовых проявлений Западного Тамдытау // Геология и минеральные ресурсы. 2001. №6. С. 3-6.
18. Garuti G. Platinum group elements as petrological indicators in mafic-ultramafic complexes of the Central and Southern Urals: preliminary results // Tectonophysics. 1997. V. 276. Р.181-194.
19. Yuwang Wang. Problems of PGE metallogenesis related to mafic-ultramafic complex in North Xianjang, China // Geosci-ence Frontiers. 2011. Vol.2. No.2. P. 187-198.
20. Виноградов А.П. Средние содержания химических элементов в главных типах изверженных пород земной коры // Геохимия. 1962. № 7. С. 555-571.
21. Kuno H., Hess A. Poldervaart Differentiation of basalt magmas // Basalts: The Poldervaart treatise on rocks of basaltic composition. N.Y. 1968. Vol. 2: Interscience. P. 623.
22. Pearce J.A. Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for archean oceanic
J 149. (In Russian)
J 10. Okrugin A.V. Crustallization-luquation
J model of the formation of platinium-grup ele-
J ment-chromitite ores in mafic-ultramafic com-
J plex. Tikhookeanskaya Geologiya, 2004,
J Vol.23, No. 2, pp. 63-75. (In Russian)
J 11. Osipenko A.B., Sidirov E.G.,
J Kostyakov A.I., Tolstykh N.D. Khromity
J giperbasitovykh massivov p-vo Valizhgen,
J Koryakiya [Chromites of hyperbasite massifs
J of Valizhgen Peninsula, Koryakia]. Geologiya
J rudnikh mestorozhdeniy, 2002, Vol.4, No. 1,
J pp. 77-92. (In Russian)
J 12. Polyakov G.V., Izokh A.E., Krivenko
J A.P. Platiniferous ultramafic-mafic assemblag-
J es of mobile belts in Ccentral and Southeastern
J Asia. Russian Geology and Geophysics, 2006,
J Vol.47, No. 12, pp. 1227-1241. (In Russian)
J 13. Pushkaryev E.B., Annikina E.B., Gauti
J J., Zakkarini F. Krom-platinovoye orudeneniye
J Nizhnetagilskogo tipa na Urale: strukturno-
J veshchestvennaya kharakteristika i probleima
J genezisa [Chrome-platinum mineralization of
J the Nizhny Tagil type in the Urals: structural-
J material characteristics and the problem of
J genesis]. Litosfera, 2007, No. 3, pp. 28-65. (In
J Russian)
J 14. Simonov V.A. Petrogenezis ofiolitov
J [Petrogenesis of ophiolites]. Novosibirsk,
J OIGGM SO RAN, 1993. 247 p. (In Russian)
J 15. Stepanov V.A. Platinum-copper-nickel
J provinces of the North-Asian craton. Regional
J Geology and Metallogeny, 2013, No. 56, pp.
J 78-87. (In Russian)
J 16. Chernyshev A.I., Yurichev A.N.,
J Kicheeva A.V. Petrogeochemical characteris-
J tics of chrome-bearing ultramafites in the
J Kurtushibinsky ophiolite belt (Western Sayan).
J Litosphere, 2019, Vol.19, No. 5, pp. 687-703.
J (In Russian)
J 17. Yuldashev M.N., Rustamov A.I.,
J Khalikov A.B. Stroeniye i rudonosnost (zoloto,
J platinoidy) mafit-ultramafitovykh proyavleniy
J Zapadnogo Tamdytau [The structure and ore
J content (gold, platinoids) of mafic-ultramafic
J manifestations of West Tamdytau]. Geologiya
J i mineralniye resursy, 2001, No. 6, pp. 3-6. (In
J Russian)
J 18. Garuti G., Fershtater G., Bea F. Plati-
J num group elements as petrological indicators
crust // Lithos. 2008. V. 100. P. 14-48. J
23. Mullen E.D. MnO/TiO2/P2O5: a minor J element discriminant for basaltic rocks of oce- J anic environments and its implications for J petrogenesis // Earth and planetary science let- J ters. 1983. V. 62. P. 53-62. J
24. Wood D.A. The application of a Th- J Hf-Ta diagram to problems of J tectonomagmatic classification and to estab- J lishing the nature of crustal contamination of J basaltic lavas of the British Tertiary volcanic J province // Earth and planetary science letters. J 1980. V. 50 (1). P. 11-30. J
25. Batchelor R.A., Bowden P. J Petrogenetic interpretation of rock series using J multicationic parameters // Chemical Geology. J 1985. V.48. P. 43-55. J
J J
J J J J J J J J J J J J J J J J J J J J J J
in mafic-ultramafic complexes of the Central and Southern Urals: preliminary results. Tectonophysics, 1997, Vol. 276, pp.181-194.
19. Yuwang Wang, Jingbin Wang, Lijuan Wang, Lingli Long, Zhen Liao, Huiqiong Zang, Pingzhi Tang. Problems of PGE metallogenesis related to mafic-ultramafic complex in North Xianjang, China. Geoscience Frontiers, 2011, Vol. 2, No.2, pp. 187-198.
20. Vinogradov A.P. Sredniye soderzhaniya khimicheskikh elementov v glavnikh tipakh izverzhennikh porod zemnoy kory [The average contents of chemical elements in the main types of igneous rocks of the earth's crust]. Geokhimiya, 1962, No. 7, pp. 555-571. (In Russian)
21. Kuno H. Differentiation of basalt magmas. Basalts: The Poldervaart treatise on rocks of basaltic composition. N.Y, Interscience, 1968, Vol. 2, pp. 623.
22. Pearce J.A. Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for archean oceanic crust. Lithos, 2008, Vol. 100, pp. 14-48.
23. Mullen E.D. MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis. Earth and planetary science letters, 1983, Vol. 62, pp. 53-62.
24. Wood D.A. The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and planetary science letters, 1980, Vol. 50 (1), pp. 11-30.
25. Batchelor R.A., Bowden P. Petrogenetic interpretation of rock series using multicationic parameters. Chemical Geology, 1985, No. 48, pp. 43-55.
