CC BY
21НАУКА И ОБРАЗОВАНИЕ, 2010, №2
УДК 551. 21; 551. 76 (571. 56)
Базитовые вулканоструктуры алмазоносных районов на востоке Тунгусской синеклизы
И.Г. Коробков, А.А. Евстратов
На основе структурно-формационного анализа проведено районирование мезозойских бази-тов восточного борта Тунгусской синеклизы. Выделены локальные палеовулканические структуры, изучены детали их внутреннего строения и вещественный состав слагающих образований. Показана связь интрузивных фаз со структурами, контролирующими кимберлитовый магматизм.
Ключевые слова: базиты, палеовулканические структуры, Якутская алмазоносная провинция.
On the basis of structure-formation analysis zoning of Mesozoic basic rocks of Tungusskaya syneclise eastern flange has been carried out. Local paleovolcanic structures have been singled out, and details of their internal texture and material composition of component formations have been studied. Relationship of intrusive phases with the structures controlling kimberlite magmatism has been indicated.
Key words: basic rocks, paleovolcanic structures, Yakutian diamondiferous province.
Введение. В пределах восточного борта Тунгусской синеклизы расположены три крупных алмазоносных района Якутской провинции, в том числе Моркокинский, Ыгыаттинский и Малоботу-обинский (рис. 1). Большая часть перспективных территорий этих районов, где сегодня проводятся алмазопоисковые работы, бронирована магматическими образованиями трапповой формации. В связи с этим для целей совершенствования методики поисков на закрытых площадях большое значение приобретает изучение базитовых образований, направленное на моделирование вулканических процессов и определение их связей со структурами кимберлитовмещающего основания.
Методика. Основу исследований вулканогенных и магматических комплексов составили материалы глубинного геологического картирования (ГГК-200; ГГК-50), а также проведение специализированного структурно-формационного анализа, разработанного авторами [1,2]. Основные методические приёмы этого анализа предусматривали как построение многочисленных геолого-геофизических разрезов по данным структурно-кар-тировочного и алмазопоискового бурения, так и дистанционные методы, в том числе дешифрирование аэро- и космоснимков, морфоструктурный анализ рельефа современной поверхности, анализ гравимагнитных полей. Петрографические и петрологические исследования проводились по общепринятым методикам.
КОРОБКОВ Илья Георгиевич - к.г.-м.н., зав. лаб. научно-методической геологической экспертизы НИГП АК «АЛРОСА» ЗАО, (41136) 9-17-21; ЕВСТРАТОВ Алексей Андреевич - н.с. лаб. научно-методической геологической экспертизы НИГП АК «АЛРОСА» ЗАО.
Результаты исследований. По данным районирования мезозойских базитов на изученной территории установлено, что главенствующую роль в площадном распространении магматических образований играет Ахтарандинская зона разломов [3]. Это подтверждается наличием в её пределах
Рис.1. Обзорная схема районов исследований: 1 - восточная граница Тунгусской синеклизы; 2 - граница Якутской алмазоносной провинции; 3 - границы алмазоносных районов: МБ -Малоботуобинский, Ыг - Ыгыаттинский, М - Моркокинский; 4 - область распространения базитовых образований
интрузивных массивов большой мощности и протяжённости, таких как Моркокинская, Аламджах-ская, Эрбейэкская и Джункуно-Улардахская дифференцированные интрузии, являющиеся составной (центральной) частью одноименных вулкано-структур. По материалам бурения мощность этих интрузий достигает 320-551 м. Сама же магмо-проницаемая Ахтарандинская зона, содержащая подводящие каналы, относится к структурам растяжения и представляет собой сложнопостроен-ную грабен-синклиналь субмеридионального направления.
Выделяемые палеовулканические структуры (ПВС) имеют размеры до 40х60 км, довольно сложное строение и морфологию, обусловленные как многофазностью и продолжительностью вулканической деятельности, так и наложением более поздних эрозионных процессов, уничтоживших значительный объём продуктов извержений. Внешние контуры ПВС сильно изрезаны и имеют прихотливые, заливообразные очертания, обусловленные радиальными направлениями движения магматических расплавов от центральных частей структур к их периферии (рис. 2, а). Центральные части ПВС представлены купологорстами, сложенными крупными интрузивными массивами, образующими инъективные поднятия прорываемых кембрийских и пермо-карбоновых отложений. Окаймляющие купологорсты поля развития туфо-генных образований содержат прослои продуктов эффузивной деятельности и имеют выраженную зональность, заключающуюся в уменьшении раз-
меров и количества эндогенного материала от эпицентров структур к их краевым частям. Туфоген-ная толща повсеместно «подстилается» интрузивными долеритами более позднего этапа становления ПВС (рис. 2, б). Период формирования ПВС занимал значительный промежуток времени, о чём свидетельствует и разная полярность намагничивания их интрузивных фаз. Всего в строении данных структур принимают участие три основные фазы: первая - эксплозивно-эффузивная, вторая и третья - интрузивные.
Проявление первой фазы привело к формированию туфовой толщи, образовавшейся за счёт выбросов огромного количества пирокластического материала. Энергетически мощные выбросы способствовали переносу мелкообломочных и пепло-вых продуктов эксплозивных извержений на большие расстояния. Продукты лавовых извержений установлены лишь для Джункуно-Улардахской ПВС. В других они слагали верхнюю часть вулканических аппаратов, перекрывая эксплозивные образования, а затем были уничтожены более поздними эрозионными процессами. Формирование туфовой толщи происходило в течение длительного промежутка времени, часто с перерывами, сопровождающимися размывом и переотложением продуктов извержений. Доказательством этого служит наличие прослоев и линз туффитов среди крупнообломочных туфобрекчий и агломератовых туфов. Вблизи эпицентров ПВС в разрезе туфо-генных образований преобладают базальтовые туфы с различной размерностью обломочного ма-
Рис.2. Схема строения ПВС (а) и геологический разрез Эрбейэкской вулкано-структуры (б): 1 - границы вулканоструктур и их названия: А - Аламджахская, Х - Холомолохская, Э - Эрбейэкская, Д-У - Джункуно-Улардахская; 2 - вало-образные интрузивные массивы и направления движения магматических расплавов; 3 - терригенные карбонатные отложения среднего и верхнего кембрия;
4 - инъективные блоки (а) и участки скарнирования (б) пород нижнего палеозоя;
5 - терригенные осадки пермо-карбона; 6-8 - туфы: 6 - агломератовые и крупнообломочные; 7 - средне-мелкообломочные; 8 - туфопесчаники, туфоалевро-литы; 9-11 - степень дифференциации интрузивных массивов: 9 - кузьмовского типа, 10 - ангарского типа, 11 - катангского типа; 12 - интрузии 2-й фазы; 13 -
интрузии подводящих каналов; 14 - эродированные части вулканических построек: а - на разрезе, б - на плане; 15 - разрывные нарушения Ахтарандинской зоны; 16 - геологические границы; 17 - скважины
териала от 0,3-0,5 мм до 10- 40 см. Наиболее распространённой структурой является кристалло-витролитокластическая. Обломочный материал состоит преимущественно из эндогенных пород (до 70-85%), ксенолиты составляют в среднем 5-20%, а цементирующая масса - 5-10%. Эндогенные обломки представлены миндалекаменными базальтами с гиалиновой и интерсертальной структурами основной массы. В подчинённом количестве отмечаются рогульки базальтового стекла (510%), а также кристаллы и кристаллокласты плагиоклаза и клинопироксена. Ксеногенные обломки сложены калишпатом, плагиоклазом, кварцем, кислыми эффузивами, полевошпат-слюдистыми сланцами, карбонатными породами, кварцитами, эпидотом, сфеном, гранатом. Цементирующая масса представлена цеолитами с примесью хлорита и карбоната или гидрослюдисто-хлоритовым агрегатом. По удалению от эпицентров ПВС уменьшаются размеры и количество эндогенных обломков. Туфогенный разрез здесь представлен в основном мелкообломочными и пепловыми туфами с большим количеством прослоев туфопес-чаников и туфоалевролитов. Поля развития туфо-генных образований широко распространены главным образом в пониженных частях «траппового» рельефа, где они сохранились от более позднего размыва.
Вторая фаза связана с базитовой магмой, внедрившейся по контакту туфогенных образований и отложений раннего, а в краевых частях ПВС -позднего палеозоя. Морфология их тел относительно простая. В плане они имеют плащеобразную форму с изрезанными, извилистыми краями, осложнёнными наложением последующих эрозионных процессов. Подошва тел - слабоволнистая и зачастую повторяет форму рельефа карбонатного цоколя. Иногда интрузии проникают по границам раздела коры выветривания и неизменённых пород нижнего палеозоя в виде маломощных (1-3 м) инъекций и пологосекущих апофиз. Приконтакто-вые преобразования здесь выражаются в слабом обжиге вмещающих пород, наложенной карбона-тизации в терригенных осадках верхнего палеозоя и обогащении тонкодисперсным магнетитом терригенно-карбонатных отложений нижнего палеозоя. Вблизи зон подводящих каналов степень воздействия и размеры приконтактовых изменений во вмещающих породах значительно шире. Так, Эрбейэкский дифференцированный массив образует в экзоконтактовых частях с терригенно-карбонатными отложениями холомолохской свиты верхнего кембрия зону скарнирования мощностью десятки и сотни метров. Образования экзогенной зоны здесь представлены вилуит-ахтаран-дитовыми, гроссуляровыми, андрадитовыми и пи-роксеновыми скарнами. В более глубоких частях
разреза вблизи контактов интрузий отмечается значительное термальное воздействие на глинистые и карбонатные породы мирнинской и мете-герской свит среднего кембрия. Оно выражено в процессах перераспределения карбонатного материала, в то числе в выносе карбонатной составляющей из мергелей, в появлении оолитовых новообразований и мраморизации известняков.
Внедрение интрузий второй фазы происходило после образования туфовой толщи, о чем свидетельствуют активные, горячие контакты с ней, а также инъекции, дайкообразные ответвления и маломощные апофизы среди туфогенных образований. Нередко воздействие долеритов в зоне контакта приводит к появлению переходных разностей базальтоидов, так называемых «черных» туфов, имеющих автобрекчированное строение. В краевых частях ПВС, где интрузии второй фазы внедряются в верхнепалеозойские отложения, характер их контактов часто изменяется от полого-секущего (10-15°) до крутовоздымающегося (4560°). При этом интрузии часто образуют апофизы и расслаиваются на два, иногда несколько тел. Изучение характера распределения мощностей этих интрузий показывает, что он обусловлен динамикой и направлением внедрения. Так, участки повышенной мощности имеют в плане вытянутые валообразные, иногда слабоизогнутые формы, ориентированные длинной осью вдоль направлений, по которым происходили основные внедрения магматических расплавов. Степень дифференциации интрузий второй фазы различна и зависит в первую очередь от мощности и удаленности подводящих каналов. В эпицентрах вулканоструктур эти интрузии формируют наиболее мощные и сложно-дифференцированные массивы, которые по набору пород сопоставляются, согласно схеме ВСЕГЕИ, с кузьмовским типом интрузий. Здесь наряду с выдержанными по составу и структуре дифференци-атами, определяющими внутреннее строение массивов, отмечается петрографическая неоднородность пород, вызванная шлировыми обособлениями и слоями более крупнозернистых разновидностей [4,5].
Так в зоне подошвы снизу вверх выделяются оливиновые долериты с биотитом, троктолит-до-лериты, оливиновые и оливинсодержащие долериты. Центральные части массивов сложены: 1 - оли-виновыми габбродолеритами с линзами и шлирами кварцевых и пегматоидных габбродолеритов; 2 - феррогаббро и феррогаббродолеритами с линзами и шлирами оливиновых и кварцевых габбро-долеритов; З - кварцевыми габбродолеритами с линзами и шлирами оливиновых и пегматоидных габбродолеритов, габбропегматитов и кварцевых габбродиоритов; 4 - кварцевыми габбродиорита-ми с линзами гранодиоритов и гнездами плагио-
аплитов. В составе зоны кровли участвуют (снизу вверх): кварцсодержащие долериты с линзами кварцсодержащих долеритов с оливином, оливи-новые и оливинсодержащие долериты, оливиновые долериты с биотитом. В эндоконтактах зон кровли и подошвы развиты порфировые и атаксито-вые микродолериты.
По удалению от эпицентров ПВС мощности массивов уменьшаются до 200-280 м, соответственно снижается и степень их дифференциации. Часто отмечаются автометаморфические изменения. Сложение пород афировое, и только в эндоконтак-товых зонах наблюдаются порфировая структура и миндалекаменная, иногда брекчиевидная текстуры. Повсеместно развита сульфидная и гидротермальная минерализация. Миндалины и прожилки выполнены кальцитом, хлорит-палагонитом, цеолитами, иногда по трещинам наблюдаются кристаллы гроссуляра и клинопироксена салит-диоп-сидового ряда. По степени дифференциации эти части интрузивных массивов уже соответствуют ангарскому типу интрузий. Нижние эндоконтакто-вые зоны в них представлены порфировыми мик-родолеритами, нередко хлоритизированными. Они сменяются троктолит-долеритами и долеритами с троктолитовыми участками, которые в центральных частях интрузий переходят в кварцсодержа-щие и кварцевые долериты крупнозернистого строения, включающие небольшие линзы и шлиры габ-бродолеритов. Выше по разрезу прослеживаются кварцсодержащие, кварцевые и кварц-гранофиро-вые габбродолериты со шлировыми обособлениями гигантозернистых гранофиров. В кровле развиты амфиболитизированные, биотитизированные, хлоритизированные или цеолитизированные мик-родолериты.
Периферийные части тех же интрузивных массивов имеют мощности от 10-30 м до 50-70 м и по степени дифференциации относятся уже к ка-тангскому типу интрузий. Они просты по своему строению и сложены однообразными по составу долеритами, различающимися по степени зернистости. В подошвенной части тел развиты трокто-лит-долериты, в центральной - долериты и пала-гонитовые долериты средне-крупнозернистые, иногда встречаются небольшие шлиры габбродо-леритов. В эндоконтактовых крипто- и тонкокристаллических порфировых микродолеритах отмечаются миндалекаменная и брекчиевидная текстуры. Часто наблюдается тонкая вкрапленность пирита, халькопирита, реже - пентландита, пирротина и гематита. Миндалины и трещины выполнены хлоритом, кальцитом и цеолитами.
К проявлениям третьей, завершающей стадии становления вулканоструктур относятся магматические образования дайкового комплекса и связанные с ними маломощные пластовые тела до-леритов. Дайки представлены крутопадающими
(0-15°) телами мощностью от 2-5 м до 50-70 м и протяженностью от 200-250 м до 1-3 км. Слагающие дайки образования представлены мелкозернистыми порфировыми долеритами с интерсер-тальной или долеритовой структурой основной массы. В краевых частях отмечаются микродо-лериты, базальтовые микропорфириты и гиалоба-зальты.
Связанные с «питающим» их дайковым комплексом пластовые интрузии третьей фазы представляют собой пологие и пологосекущие тела. Средняя мощность этих интрузий составляет 1550 м. В плане они имеют неправильную форму с извилистыми контурами, характер которых обусловлен резким сокращением количества магматического расплава в краевых частях и соответственно уменьшением его динамической активности. В центральных частях данные интрузии залегают на породах карбонатного цоколя, часто внедряясь в него и поднимая целые блоки мощностью от 1-2 до 30-40 м. Наличие ослабленных зон и плоскостей раздела различных литологичес-ких типов пород приводит к субгоризонтальному внедрению магматического расплава. В краевых частях этих интрузий также наблюдаются частые апофизы, расщепление на несколько маломощных (1-5 м) субпараллельных тел с изменением характера залегания от пологого, пологосекущего до секущего, а в отдельных случаях и крутовозды-мающегося.
Температура магматического расплава в краевых частях данных интрузий была невысокой. Об этом свидетельствуют практически не претерпевшие значительных изменений в зоне экзоконтакта вмещающие породы. Лишь на контакте с песчаниками верхнепалеозойского разреза наблюдаются слабая карбонатизация и изменение окраски за счёт проработки их газо-жидкостными флюидами и эманациями. Захваченные в зоне эндоконтак-та ксенолиты вмещающих пород, в том числе и углистые разности, сохранили практически все свои вещественные и структурно-текстурные особенности.
Петрографические исследования показали, что в строении интрузий третьей фазы принимают участие порфировые мелко-среднезернистые долери-ты с пойкилоофитовой структурой заполняющей массы. В краевых эндоконтактовых частях развиты порфировые мелко-тонкозернистые долери-ты с интерсертальной и долеритовой структурой основной массы. По степени дифференциации эти обособленные в плане тела, как и периферийные участки массивов второй фазы, сопоставляются с катангским типом интрузий.
Изучение характера латерального распределения основных групп дифференциатов базитового расплава показывает их чёткую функциональную
зависимость от мощности интрузивных массивов и степени удалённости от эпицентров ПВС. Так, в наиболее отдалённых от подводящих каналов маломощных интрузиях катангского типа, по данным петрологических исследований, микродолериты кровли характеризуются повышенным содержанием кремнекислоты, щелочей (особенно калия) и низким - магнезии.
В породах их центральных частей и подошвы возрастает роль железо-магнезиальных компонентов и уменьшается количество кремнекислоты и окиси калия. По петрохимическим особенностям породы более мощных и приближённых к эпицентрам ПВС интрузий ангарского типа отличаются от пород катангского типа пониженным содержанием магнезии, а также общим содержанием железисто-магнезиальных компонентов. В наиболее полном объёме процессы дифференциации охватывают самые мощные эпицентральные части интрузивных массивов, которые соотносятся уже с кузьмовским типом интрузий. Анализ петрохи-мических особенностей пород показывает, что кристаллизация базальтового расплава здесь шла в направлении обогащения железом, щелочами, кремнекислотой при одновременном уменьшении полевошпатовой извести. Дифференциация расплава в процессе внутрикамерной кристаллизации подразделяется на три стадии: начальную, среднюю и заключительную, которым соответствует определенный состав выделяющихся твердых фаз. В начальную стадию образуются оливино-вые долериты с биотитом, троктолит-долериты, оливиновые и оливинсодержащие долериты, кварц-содержащие долериты. В среднюю стадию происходит кристаллизация пород центральной зоны - оливиновых габбродолеритов, феррогаббро-кварцсодержащих габбродолеритов, габбродиори-тов. В заключительную стадию формировались габбродиориты и гранодиориты с графическими структурами, плагиоаптлиты, а также шлиры габ-бропегматитов и пегматоидных габбродолеритов.
Заключение. Проведённый анализ характера распределения мощностей интрузивных тел ПВС позволил выявить определённые закономерности, связанные как с их внутренним строением, так и с условиями формирования. Было установлено, что в пределах интрузий второй фазы участки со значительным и часто резким увеличением мощностей имеют в плане линейно-вытянутый слабоизвилистый характер, связанный в первую очередь с механизмом внедрения и направлениями движения основных объёмов магматического расплава. Изучение характера направлений, по которым происходило внедрение интрузий, позволило выявить их чёткую пространственную связь с отдельными линейными тектоническими зонами, пред-
ставленными в структуре венд-нижнепалеозойского яруса структурными желобами и грабен-синклиналями. Важным прогностическим аспектом выделения и картирования последних при алмазо-поисковых работах служит то, что они, относясь к рифтогенным структурам самых высоких порядков, контролируют эксплозивные проявления ким-берлитового магматизма в пределах многих районов Якутской алмазоносной провинции [6,7].
Таким образом, используя структурно-форма-ционный анализ при определении направления движения магматических расплавов интрузивного комплекса ПВС и определяя их связь с кимберли-токонтролирующими структурами осадочного чехла, можно локализовать поисковые площади, перспективные на проявления среднепалеозойского кимберлитового магматизма.
Литература
1. Коробков И.Г. Структурно-формационный анализ базитовых образований как основа картирования вулка-ноструктур // VI Вост.-Сиб. петрограф. совещ. «Магматические и метаморфические комплексы Восточной Сибири: проблемы петрогенеза, корреляции, геол. картографии»: тез. докл. - Иркутск, 1997. - С. 77-78.
2. Евстратов А.А., Коробков И.Г., Новопашин А.В. Фациально-формационный анализ базитовых образований на востоке Тунгусской синеклизы // Тезисы IV Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии «Вулканизм и геодинамика: проблемы современного и древнего вулканизма» / Под ред. Е.И. Гордеева. - Петропавловск-Камчатский, 2009. - Т. 1. -С.125-128.
3. Коробков И.Г. Палеовулканические структуры Ах-тарандинской зоны разломов // Всесоюз. совещ. «Бази-товый магматизм Сибирской платформы и его металлогения»: тез. докл. - Якутск, 1989. - С. 22-23.
4. Округин А.В., КоробковИ.Г., Леднёва В.П., Савви-нов В. Т. Расслоенная ассоциация пород Эрбейэкского интрузива и механизм их формирования // Всесоюз. совещ. «Базитовый магматизм Сибирской платформы и его металлогения»: тез. докл. - Якутск, 1989. - С. 65-67.
5. Коробков И.Г. Геолого-петрологическая модель палеовулканических структур восточного борта Тунгусской синеклизы // Проблемы алмазной геологии и некоторые пути их решения / Под ред. Н.Н.Зинчука. - Воронеж: Изд-во Воронежск. ун-та, 2001. - С. 73-79.
6. Коробков И.Г., Борис Е.И., Бондарев Н.Г. Использование морфоструктурных особенностей палеорелье-фа и интрузий базитов при прогнозировании кимберлитов (Западная Якутия) // VI Вост. -Сиб. петрограф. совещ. «Магматические и метаморфические комплексы Восточной Сибири: проблемы петрогенеза, корреляции, геол. картографии»:тез.докл. - Иркутск, 1997. - С. 91-92.
7. Коробков И.Г. Тектонические элементы модели локального кимберлитоперспективного участка // Международ. научн.-практ. конф. «Прогнозирование и поиски коренных алмазных месторождений»: тез. докл. - Симферополь; Судак, 1999. - С. 189-192.
