Геологическое строение Дамбукинского никеленосного района Становой провинции

© В.А. Степанов, 2016

УЛК 553.481 (571.6) В.А. Степанов

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ДАМБУКИНСКОГО НИКЕЛЕНОСНОГО РАЙОНА СТАНОВОЙ ПРОВИНЦИИ

Приведено описание геологического строения Дамбукинского нике-леносного района Становой провинции Верхнего Приамурья. Детально изучены стратиграфические и интрузивные комплексы, а также тектонические структуры. Установлено, что потенциально никеле-носным является джалтинский итрузивный комплекс раннемелового возраста. В состав комплекса входят малые интрузии, силлы и дайки габброидов, пироксенитов, кортландитов и дунитов. Ключевые слова: рудный район, стратиграфия, тектоника, магматизм, медно-никелевая руда.

Ламбукинскому никеленосному району отвечает блок раннеархейских метаморфических образований (площадью около 1500 км2), слагающих основание Становой склад-чато-глыбовой области (рис. 1). Он имеет треугольную форму и ограничен с юго-запада Джелтулакским разломом, а с севера -Пригилюйским, отделяющим блок от позднеархейских комплексов Алдано-Становой складчато-глыбовой области. В пределах района кроме многочисленных давно известных месторождений россыпного, в меньшей степени рудного золота, в последние годы выявлены рудопроявления никеля, генетически связанные с малыми интрузиями, силлами и дайками джалтинского комплекса габброидов, пироксенитов, кортландитов и дунитов ранне-мелового возраста. Из нерудных полезных ископаемых следует отметить рудопроявления графита, а также находки алмазов.

Стратиграфия

Статифицируемые образования района представлены метаморфическими образованиями раннего архея, вулканитами раннемелового возраста и рыхлыми неоген-четвертичными образованиями.

Метаморфические образования представлены раннеар-хейскими породами дамбукинской серии, метаморфизованны-ми в амфиболитовой и гранулитовой фациях. В составе серии выделяются три свиты: нижняя - дубакитская, средняя - кам-райская и верхняя - ульдегитская (H.H. Петрук, 2002 г.).

Породы дубакитской свиты характеризуются основным составом с преобладанием пироксеновых. амфиболовых, двупи-роксен-амфиболовых, диопсид-амфиболовых, биотит-гиперстеновых кристаллических сланцев, среди которых отмечаются прослои амфиболитов и гнейсов. Мощность свиты составляет более 1500 м. Камрайская свита отличается пестрым составом слагающих ее пород. Для нее наиболее характерны биотит-графитовые, гранат-биотит-графитовые, гранат-графит-биоти-товые, биотит-гранат-графитовые плагиогнейсы, двупироксен-амфибол-гранатовые, гранат-амфиболовые, диопсид-амфибо-ловые кристаллические сланцы, амфиболиты и гранатовые амфиболиты. Среди них присутствуют прослои и линзы железистых кварцитов, реже кальцифиров. Амфиболиты и гранатовые амфиболиты содержат рассеянную вкрапленность пирротина. Общая мощность свиты около 4000 м. Венчающая разрез дамбукинской серии ульдегитская свита представлена грубым чередованием пачек диафторированных амфибол- и пирок-сенсодержащих гнейсов с кристаллическими сланцами основного состава. Мощность свиты около 1000м.

Нижнемеловые вулканиты слагают обособленные изомет-ричной формы впадины в восточной части блока (Вангинская и Уганская). В пределах Вангинской впадины распространены существенно грубообломочные отложения калининской свиты, представленные конгломератами с различной величиной обломков и фангломератами, которые перемежаются с прослоями и линзами песчаников и алевролитов. Выше залегают вулканогенные породы вангинский свиты, состоящие из двух толщ -нижней андезит-дацитовой и верхней туфогенно-риолитовой. Флористически охарактеризованные туфопесчаники андезит-дацитовой толщи и толщи туфов риолитов соответствуют верхней юре — нижнему мелу.

В Уганской впадине вулканогенная толща делится на две: нижнюю-андезит-дацитовую, относящуюся к андезитовой формации, и верхнюю-туфов риолитов, риолитовой формации. Комплекс субвулканических интрузий, синхронный с накоплением андезит-дацитовой толщи, представлен некками, штоками и дайками андезитов, андезибазальтов и дацитов. В образованиях уганской свиты обнаружены остатки флоры альбского возраста и спорово-пыльцевые комплексы, соответствующие раннему мелу.

Хэимюн -

О_6 КМ

О 1 V V ? — _ — г 4 + + + 5 6 /

Рис. 1. Геологическое строение рудоносносгь Дамбукинского узла: 1 —

местоположение Дамбукинского рудно-россыпного узла; 2 — вулканиты раннего мела; 3 — дамбукинская серия: переслаивани амфиболитов и ам-фиболовых гнейсов с биотит-графит-грана-товыми гнейсами; 4 — пироксе-ниты, кортландиты, горнблендиты и габбро раннего мела; 5 — граниты, гра-нито-гнейсы (РЯ-ДЯ); 6 — пески, галечники неоген-раннечетвертичного возраста; 7 — разломы

Рыхлые неоген-четвертичные образования распространены узкой полосой вдоль правобережья Зейского водохранилища и слагают отложения Верхнезейской межгорной впадины. Отложения представляют собой комплекс русловых образований, на которых залегают неогеновые образования.

Магматизм

Интрузивные образования занимают около 30 % площади района. Они представлены массивами гранитоидов позднеар-хейского возраста, субщелочных лейкогранитов и гранодиори-тов раннепротерозойского позднестанового комплекса, а также джалтинским комплексом малых интрузий, даек и силлов габброидов, пироксенитов, горнблендитов, кортландитов и дунитов раннемелового возраста.

Докембрийские гранитоидные комплексы

Позднеархейские интрузии сложены гнейсовидными пла-гиогранитами, гранитами, редко гранодиоритами. Они широко

распространены в центральной и восточной частях блока, где занимают значительные площади. Гранитоиды имеют палинген-ное происхождение, залегают среди раннеархейских кристали-ческих сланцев и гнейсов и имеют с ними секущие контакты. В краевых частях массивов широко распространены ксенолиты метаморфических пород, иногда развита мигматизация.

Массивы позднестанового комплекса представлены муско-витовыми, двуслюдяными и биотитовыми субщелочными лейко-гранитами и гранодиоритами. Наиболее крупный Джалонский массив находится в северной части рудного района.

Джалтинский интрузивный комплекс

Описание джалтинского комплекса приведено, главным образом, по материалам [2, 3]. Породы раннемелового джал-тинского интрузивного комплекса слагают многочисленные мелкие (до 5 км2) массивы, дайки и силлы, ранее рассматриваемые в качестве раннеархейских и раннепротерозойских образований. Протяженность даек и силлов достигает 1-2 км, при мощности в первые десятки метров. Комплекс сложен преимущественно мезократовыми и меланократовыми рогово-обманковыми и гранат-роговообманковыми габброидами, пла-гиоклазовыми и пироксеновыми горнблендитами, пироксени-тами, кортландитами (роговообманковыми перидотитами), реже дунитами. Для пород комплекса, кроме дунитов, характерно присутствие флогопита и роговой обманки - паргасита для кортландитов и буровато-зеленой роговой обманки для габб-роидов. Габброиды, пироксениты и горнблендиты нередко отмечаются в составе единых интрузивных тел. К силлам и дайкам кортландитов и пироксенитов приурочено платиносодержащее медно-никелевое оруденение. Породы нередко подвержены вторичным изменениям: окварцеванию, амфиболитизации, про-пилитизации с широким развитием в породах эпидота, хлорита, актинолита, что наряду с тектоническим воздействием приводит к появлению плагиоклаз-роговообманковых сланцев.

Петрография пород джалтинского комплекса. Корт-ландиты тёмно-серые до черного разнозернистые от крупно- до среднезернистого породы. Структура - гипидиоморфнозерни-стая, участками пойкилитовая. Породы сложены на 40-50 % объёма мелко-среднезернистым агрегатом оливина (10 %), бронзита (15-50 %), клинопироксена (до 5 %), зелёной шпине-

ли (до 10 %) и флогопита (до 5 %). Этот мелко-среднезернис-тый агрегат цементируется зёрнами и таблицами изометрич-ной, реже слабо удлинённой формы, размером 0,1-8 мм свежей бледно окрашенной зеленоватой роговой обманки (парга-сит), составляющей половину объёма породы.

Оливин образует бесцветные, прозрачные зёрна, слабо замещённые вторичным пылеватым магнетитом по трещинам спайности. Зёрна преимущественно изометричные размером 0,5-3,0 мм и слегка удлинённые со скруглёнными краями. Бронзит размером 0,5-3,0 мм обладает ясным плеохроизмом в розовых тонах с хорошей спайностью, свежий. Он резко преобладает над почти бесцветным клинопироксеном, который образует подобные же кристаллы, но без плеохроизма. Прозрачная зелёная шпинель (плеонаст) присутствует в виде огранённых зёрен (0,1-1,0 мм) в ассоциации преимущественно с оливином и бронзитом, реже наблюдается в качестве пойкили-товых включений в роговой обманке, клинопироксене, брон-зите, оливине. Слабо окрашенный коричневатый флогопит слагает таблички, листочки (от 0,5 мм до 5 мм), приуроченные к интерстициям. Присутствуют зерна пирротина (0,1-0,2х0,5 мм2) изометричной и удлинённой формы. Породы иногда рассечены тонкими (0,2 мм) прожилками, выполненными мелкочешуйчатым агрегатом карбоната, куммингтонита, актинолита. Вдоль прожилков отмечаются полные псевдоморфозы по кли-нопироксену, выполненные почти бесцветным тремолитом, а также каймы актинолита по роговой обманке. Отмечаются также более тонкие (до 0,1 мм ) прожилки, заполненные тонкочешуйчатым агрегатом талька и хлорита.

Горнблендиты. Текстура массивная. Структура мелко-среднекристаллическая (0,1-2 мм). Минеральный состав: амфибол - 75-95 %, рудные минералы - до 20 %, биотит (до 12 %), сфен, эпидот (до 2 %).

Амфибол представлен буро-зеленой роговой обманкой (пар-гасит) — до 40 % и светлоокрашенной уралитизированной роговой обманкой, образующей удлиненные призмы (0,1-2 мм). Биотит образует мелкие (до 0,3 мм) листочки, распределенные по всей массе породы. Пирит наблюдается в виде небольших зерен (0,1-0,2 мм), образующих кубики и аллотриоморфные скопления. Сфен и эпидот встречаются в виде очень мелких зерен.

Роговообманковый пироксенит. Текстура массивная. Структура мелкозернистая (0,5-2 мм), гипидиоморфнозерни-стая; структура замещения. Минеральный состав: плагиоклаз -10 %, клинопироксен - 65 %, роговая обманка - 20 %.

Клинопироксен образует гипидиоморфные зерна (0,5-2 мм). Минерал замещается эпидотом (до 15 % объема зерен). Роговая обманка - буроватая светлоокрашенная, образует небольшие зерна (0,5-1 мм), замещается эпидотом и сфеном. Плагиоклаз наблюдается в виде гипидиоморфных зерен (0,5 мм), замещается эпидотом, кварцем. Вторичные минералы: эпидот -10 %, кварц - до 5 %. Эпидот наблюдается в виде зерен (0,3 мм) с яркой интерференционной окраской.

Амфиболовые габбро слагают шлиры крупнозернистого строения в мелко-среднезернистых габброидах. Структура пород крупнокристаллическая (до 8 мм), гетеробластовая до пой-килобластовой. Минеральный состав: амфибол - 60 %, плагиоклаз - 25 %, эпидот - 5 %, кварц - 5 %, сфен, рудный минерал, окислы железа.

Амфибол представлен очень бледно-окрашенной буроватой роговой обманкой, образующей призмы до 8 мм. Плагиоклаз наблюдается в виде таблиц (до 1 мм). Минерал соссюрити-зирован. Эпидот встречается в виде очень мелких зерен (0,20,5 мм) с яркой интерференционной окраской. Кварц образует мелкие зерна (0,2-0,3 мм) с волнистым погасанием. Порода подвержена эпигенетическим изменением: окислы железа, сос-сюрит, уралит(?).

Плагиоклазовый горнблендит. Текстура массивная. Структура мелкозернистая (0,3-2 мм), гипидиоморфнозернистая. Наблюдаются элементы структур замещения. Минеральный состав: роговая обманка - 82 %, плагиоклаз - 13 %.

Бурая роговая обманка образует гипидиоморфные призмы (0,3-2 мм). Ядра крупных зерен роговой обманки содержат включения тонкозернистого рудного минерала. Плагиоклаз (№ 38) образует мелкие (0,3 мм) гипидиоморфные таблицы. Минерал сдвойникован полисинтетически. Вторичные замещения не характерны. Акцессории: апатит, сфен, рудные минералы. Рудные минералы образует аллотриоморфные зерна (0,1-0,5 мм), распределенные в породе неравномерно.

Пироксеновый горнблендит - массивные мелко-среднезер-нистые породы темно-серого цвета. Структура пород гипидио-морфнозернистая. Минеральный состав: плагиоклаз - 8-10 %, клинопироксен - 25-30 %, роговая обманка - 55 %, биотит -5 %, гранат, апатит, рудный минерал.

Плагиоклаз наблюдается в виде мелких (0,5 мм) гипидио-морфных зерен. Двойниковые решетки у минерала искажены. Погасание пятнистое. Минерал незначительно замещается эпи-дотом, белой слюдой. Роговая обманка образует зерна (0,31,5 мм) буровато-зеленоватого цвета. Интерференционная окраска у минерала пятнистая. Роговая обманка замещается сфеном, рудным минералом, окислами железа, эпидотом. Клинопироксен образует зерна (0,5-1 мм) и замещается буровато-зеленоватым агрегатом, состоящим из сфена, пирита, эпидота. Биотит слагает пластинки, достигающие размером 1 мм. Минерал замещается хлоритом, сфеном, окислами железа. В породе много сфена (8 %) и рудного минерала (пирит ?) - 8 %, а также окислов железа. Пирит (?) образует аллотриоморфные скопления, достигающие 1 мм.

Гранат-роговообманковое меланогаббро. Структура тонко-мелкозернистая (0,1-2 мм), неравномернозернистая до порфировидной, гломерозернистая, гипидиоморфнозерни-стая. Минеральный состав: плагиоклаз - 15-30 %, клинопироксен - 30-40 %, ортопироксен - до 5 %, гранат - 10-22 %, роговая обманка -15-25 %, рудные минералы - 5 %, иногда биотит - до 5 %. Плагиоклаз (№ 55) образует полисинтетиче-ски-сдвойникованные таблицы (0,2-1 мм). Клинопироксен слагает гипидиоморфные призмы (0,5-2 мм), образующие скопления зерен. Минерал нередко окружен очень тонкими каймами роговой обманки. Вторичные замещения для пироксена не характерны. Гранат наблюдается в виде округлых зерен (0,5-1 мм), нередко образующих скопления. Зерна граната содержат включения клинопироксена. Вторичные изменения для граната не характерны. Роговая обманка светлоокрашенная буроватого цвета. Она встречается в виде гипи-диоморфных призм (0,1-1 мм).

Рудный минерал наблюдается в виде аллотриоморфных зерен (0,1-0,5 мм) и скоплений зерен, тяготеющим к участкам заключительной кристаллизации. Зерна рудного минерала ок-

ружены каймами сфена. Акцессории: апатит (много), сфен. Отмечаются зоны, обогащенные гранатом, плагиоклазом; роговая обманка ассоциирует с рудным минералом, сфеном и апатитом.

Меланогаббро - темно-серые такситовые от мелкозернистых до пегматоидных породы. Текстура — массивная. Структура — такситовая, участками — диабластовая, ситовидная. В реликтовых зонах — гипидиоморфнозернистая. Порода сложена плагиоклазом (30 %), полностью замещенным вторичными минералами, авгитом (50 %), частично замещенным амфиболами, пирротином — 20 %.

Первичный основной плагиоклаз полностью замещен ди-абластовым агрегатом, состоящим из 50 % цоизита (?) и 50 % бесцветного олигоклаза, выполняющего промежутки между кристаллами цоизита. Клинопироксен - светло-буроватый (авгит), образует изометричные, реже короткопризматические зерна с хорошей спайностью и неровными краями, размером от 0,1 мм до 1 см. Он замещается пластинками светло-коричневой роговой обманки (0,1-0,4 мм), иногда в ассоциации с более редкими листочками коричневато-красноватого биотита. Листочки биотита (0,1-0,3 мм) наблюдаются и по границам зерен клинопироксена. При низкотемпературном изменении роговая обманка обесцвечивается, переходя в малоглиноземистый актинолитоподобный амфибол и светлозелено-ватый актинолит с выделением пылеватого магнетита и сфена по всей площади зерна клинопироксена. Пирротин образует, в основном, ксеноморфные выделения размером от долей мм до 1,7 мм, приуроченные к границам кристаллов авгита, т.е. выполняет межзерновые промежутки. Однако присутствует и большой шарик (2 мм) и частично ограненные кристаллы пирротина, включенные в клинопироксен, а также тонкий пирро-тиновый прожилок по границе пегматоидного кристалла кли-нопироксена, в сопровождении зёрен светло- желтоватого с коричневыми оторочками ярозита. В породе присутствует до 1 % мелких (до 0,3 мм) изометричных и ксеноморфных псевдоморфоз, выполненных зеленым (железистым) хлоритом (по оливину?), а также единичные зерна везувиана с аномальными цветами интерференции (до 0,2 мм), сфена (до 0,3 мм) и более крупный (0,2х0,5 мм2) свежий ортоклаз.

Дуниты - черные массивные крупно-среднезернистые порфировидные породы со следами одностороннего сжатия (параллельная трещиноватость, зеркала скольжения). Структура - петельчатая. Порода сложена практически полностью оливином, который в разной степени (вплоть до 50 %) замещён сероватым серпентином в сопровождении непрозрачного минерала (графит?). Позднее по трещинам развиваются в незначительном количестве чешуйки и листочки хлорита.

Оливин образует разнозернистый (1-5 мм) агрегат, в котором иногда присутствуют удлинённые (2х8 мм) порфировидные кристаллы оливина. В оливине видна ясная тонкая спайность, а при скрещенных николях проявляются двойники давления. Кроме того, присутствуют единичные огранённые зёрна (0,050,2 мм) рудного минерала, вероятно, хромита. В породе наблюдаются участки (0,5х1,0 см2) неправильной формы, выполненные агрегатом пластинок и чешуек бесцветного антигорита в ассоциации с мелкозернистым агрегатом слабо удлиненной бесцветной роговой обманки (возможно, куммингтонита) размером от долей мм до 1,5 х 3,0 мм2.

Хлоритизированные кортландиты. Текстура - переходная от массивной к линейно-параллельной. Структура - переходная от гипидиоморфнозернистой к нематофибробластовой. Порода сложена до 50 % объёма таблицами и зёрнами размером 0,3-6 мм светло-коричневой роговой обманки (паргасита), которая по краям, реже по всему контуру кристаллов, замещается почти бесцветной малоглинозёмистой роговой обманкой, переходящей далее в бахрому игольчатого тремолита. В кристаллах коричневатого паргасита видны трещины дробления, выполненные чешуйками светло-зелёного хлорита с пылеватым магнетитом. В промежутках между таблицами паргасита развит агрегат светло-зеленоватых чешуек хлорита с пылеватым магнетитом и бурыми гидроокислами железа, к которому добавляется в некоторых участках мелкочешуйчатый бесцветный тальк (до 30 %). Этот агрегат заместил оливин и бронзит. Кроме того, в породе присутствуют единичные изометричные (0,1-0,3 мм) и короткопризматические (до 0,2 х 0,5 мм2) кристаллы апатита.

Амфиболизированные плагиоклазовые пироксениты на 60 % сложены чешуйками и пластинками почти бесцветного амфибола (куммингтонита) с поперечной к удлинению отдель-

ностью, с размером зёрен от долей мм до 7 мм. Структура не-матобластовая. Первичными минералами были, вероятнее всего, оливин, бронзит и клинопироксен. 20 % площади шлифа составляют участки, сложенные мелкозернистым агрегатом карбоната и каолинита, к которым иногда добавляется почти бесцветный хлорит. Хлорит изредка образует скопления размером до 0,5 мм. Первичными минералами были плагиоклаз и, вероятно, бронзит. 20 % породы составляют рассеянные отдельные зёрна и микрогнёзда сульфидов, преимущественно пирротина, редко пирита (?), размером от долей мм до 3-4 мм (гнёзда). По породе рассеяны (до 1 %) мелкие (0,001-0,2 мм) изометричные и удлинённые кристаллики сфена. На краю шлифа видно 3 огранённых зерна (0,2-0,3 мм) апатита, а на противоположном краю шлифа - 2 реликта (0,3 мм) клинопироксена.

Пропилитизированный пироксенит. Текстура сланцеватая с реликтовыми участками массивной. Структура мелкокристаллическая, лепидогранонематобластовая; реликтовая структура среднезернистая, неравномернозернистая, гипидиоморфно-зернистая. Минеральный состав: плагиоклаз - 5 %, реликтовый клинопироксен, замещенный псевдоморфозой хлорита, акти-нолита, реже эпидота - 60 %, эпидот - 20 %, хлорит - 10 %, сфен, биотит, циркон (?), рудный минерал.

Плагиоклаз встречается редко в виде небольших соссюри-тизированных зерен (0,3 мм), иногда с реликтовыми двойниковыми полосками. Клинопироксен наблюдается в виде реликтовых зерен (2-5 мм) светлой буровато-зеленоватой окраски. Минерал замещен псевдоморфозой хлорита, реже сфеном и эпидотом. Эпидот образует гранобластовые зерна (0,1-0,5 мм), имеющие яркую интерференционную окраску. Хлорит встречается в виде небольших (0,2-0,5 мм) зеленых пластин, а также псевдоморфоз по пироксену и амфиболу. Биотит наблюдается очень редко, в виде небольших пластинок (0,2 мм), коричневого цвета. Кварц встречается очень редко, в виде небольших (0,1 мм) зерен с волнистым погасанием.

Окварцованные габбро. Текстура массивная. Структура мелкозернистая (0,3-2 мм), гипидиоморфнозернистая гломеро-зернистая. Минеральный состав: плагиоклаз — 45 %, амфибол — 30 %, клинопироксен — 15 %, оливин - 5 %.

Плaгиoклaз (лaбpaдop № 55-60) oбpaзyет гипидиoмopф-ные пoлиcинтетичеcкие cдвoйникoвaнные тaблицы (0,3-1 мм). Mинеpaл зaмешaетcя квapцем ^o 25 % oбъемa зеpнa), pеже эпидoтoм. Aмфибoл пpедcтaвлен cветлooкpaшеннoй бypoвaтoй poгoвoй oбмaнкoй, oбpaзyюшей гипидиoмopфные зеpнa (0,3-2 мм). Mинеpaл зaмешен квapцем (дo 10 % oбъемa зеpен). ^и-нoпиpoкcен нaблюдaетcя в виде зеpен paзмеpoм 0,3-1 мм. Он зaмешaетcя квapцем (дo 10 % oбъемa зеpнa). Оливин вcтpечa-ется в виде мелкиx идиoмopфныx зеpен (0,8 мм). Mинеpaл зa-мешaетcя oкиcлaми железa. Пиpит (зеpнa дo 0,5 мм) нaблюдa-етcя виде зеpен кyбичеcкoгo гaбитyca. B пopoде pacпpе делен неpaвнoмеpнo. Bтopичные минеpaлы пpедcтaвлены квapцем -20 %, cфенoм - 5 %, эпидoтoм — менее 1 %. Kвapц oбpaзyет изoметpичные кpиcтaллы (0,1-0,3 мм), зaмешaюшие, глaвным oбpaзoм, плaгиoклaз, в меньшей меpе poгoвyю oбмaнкy.

Пpoпилитизиpoванныe мeланoгаббpo. Tекcтypa мaccивнaя. Cтpyктypa мелкo-cpеднекpиcтaлличеcкaя (0,2-2 мм), гpaнoблa-cтoвaя, пcевдoмopфнaя. Pеликтoвaя cтpyктypa мелкoзеpниcтaя (0,3-2 мм), гипидиoмopфнoзеpниcтaя. Mинеpaльный cocтaв: плaгиoклaз - 12 %, бещветный клинoпиpoкcен - 52 %, биoтит. Bтopичные минеpaлы: xлopит дo 15 %, эпидoт - 10 %, a^rao-лит - S %, raap^

Плaгиoклaз нaблюдaетcя в виде кcенoмopфныx зеpен (0,30,8 мм), инoгдa пoлиcинтетичеcки cдвoйникoвaнныx. Зaмешa-етcя эпидoтoм, xлopитoм. Kлинoпиpoкcен нaблюдaетcя в виде пoчти беcцветныx зеpен (0,5-2 мм). Mинеpaл зaмешaетcя xлo-pитoм, aктинoлитoм и эпидoтoм, инoгдa дo S0 % oбъемa зеpнa. Биoтит cлaгaет maci^™ кopичневoгo цветa, пoчти пoлнocтью зaмешaетcя зеленым xлopитoм. Эпидoт - минеpaл c яpкoй ин-теpфеpенциoннoй o^a^o^ paзвивaетcя пo зеpнaм marao^a-зa и клинoпиpoкcенa. Kвapц oбpaзyет небoльшие зеpнa без вoлниcтoгo пoгacaния.

Плагиoклаз-poгoвooбманкoвыe сланцы (aпoгaббpoвые) тем-нo-cеpые мелкoзеpниcтые cлaнцевaтые пopoды. Cтpyктypa — cлaнцевaтaя, гетеpoблacтoвaя, гpaнoнемaтoблacтoвaя. Пopoдa cлoженa нa 70 % зеленoй poгoвoй oбмaнкoй, oбpaзyюшей paз-нoзеpниcтые (0,01-1,5 мм) изoметpичные и yдлиненные ^и-cтaллы, инoгдa c бypoвaтыми ядpaми, нaпoлненными втopич-ным пылевaтым мaгнетитoм в нaибoлее кpyпныx зеpнax. Pедкo

в этих ядрах наблюдаются следы бывшей сагинитовой решетки, в которой ильменитовые иголки замешены эпидотом. Промежутки между зёрнами роговой обманкой и ситовидные включения в ней выполнены агрегатом и мелкими (до 0,15 мм) кристалликами плагиоклаза, реже кварца. Около 15 % породы — это изометричные ограненные, часто удлиненные выделения (0,05-0,5 мм) пирротина, рассеянного по породе. В породе присутствуют также: листочки (0,1-0,3 мм) светло-коричневого биотита (до 1 %), округло-удлиненные зерна апатита (до 0,15 мм) и эпидота.

Геохимия пород комплекса. Содержания элементов-примесей, включая РЗЭ, определены методом масс-спектро-метрии с индуктивно связанной плазмой на приборе ICP-MS Elan DRC II Perkin Elmer (США) в Хабаровском аналитическом центре Института тектоники и геофизики ДВО РАН. Относительная погрешность определения не превышает 5 %. Оценка точности и воспроизводства методик определения элементов осушествлялась с помошью внутренних и международных стандартов.

Породы комплекса относятся к известково-шелочной серии нормального ряда и характеризуются преимушественно умеренной и низкой калиевостью. Тренды распределения элементов-примесей по отношению к примитивной мантии в подах ассоциации имеют обшие особенности, хотя и различаются в деталях (рис. 2). Кортландиты имеют близкие графики распределения и характеризуются отрицательными аномалиями Th, U, La, Hf, Ti и, часто, Sr. При этом отмечаются положительные аномалии Cs, K, P, Sm. Пироксениты, в отличие от кортланди-тов, кроме аномалий Th, La, Hf, Ti, содержат также отрицательные аномалии Cs, Sr, положительные — K, P, Sm. Габб-роиды имеют отрицательные аномалии Hf, Ti, положительные K, P, Sm, что сближает их с пироксенитами. Породы характеризуются низкими содержаниями суммы редкоземельных элементов (РЗЭ) - 23,1-87,6 г/т. В большинстве случаев легкие РЗЭ преобладают над тяжелыми, за исключением обр. А-708 (рис. 3). При этом кортландиты (обр. 514, А-708) характеризуются наиболее низкими содержаниями РЗЭ, как за счет тяжелых, так и легких РЗЭ, в связи с чем их графики характеризуются относительно ровным распределением РЗЭ (La/Yb)N = 0,9-1,4,

Рис. 2. Спайдердиаграммы, нормированные по примитивной мантии (значения для нормализации по [6] для пород джалтинского комплекса

—о 514

—д -А-676

— А-708

- 250-2

СК-6/1

--Н - 510-2

512

Рис. 3. Графики нормированных к хондриту [6] содержаний РЗЭ в породах джалтинского комплекса

без европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0,95-1,02). Обогащенные паргаситом кортландиты (обр. А-676 и А-250-2) имеют выпуклые в области легких РЗЭ графики и отрицательные европие-вые аномалии — (La/Yb)N = 0,9-1,4, Eu/Eu* = 0,67-0,74. В пироксенитах и габброидах фиксируется слабо выраженная

отрицательная или слабая положительная аномалия европия (Eu/Eu* = 0,82-1,2), (La/Yb)N = 3-5.

Содержания MgO в кортландитах составляет 19-29 мас.%, в пироксенитах - 8,4 мас.%, что, наряду с низкими содержаниями Cr, высокими TiO2, суммы РЗЭ, La, Sm отличает их от типичных мантийных перидотитов и пироксенитов, сближая с аналогичными по составу коровыми образованиями. Кортлан-диты характеризуются наиболее высоким содержаниями Ni (770-884 г/т), а пироксениты - Cu (546 г/т).

Возраст интрузий джалтинского комплекса

Интрузии джалтинского комплекса пересекают известные в районе метаморфические и интрузивные образования докем-брийского возраста. Взаимоотношение их с вулканитами раннего мела не известно. Поэтому для определения возраста комплекса произведено изотопное датирование U-Pb методом из цирконов, извлеченных из пород указанного комплекса. Изотопное датирование осуществлялось на микрозонде SHRIMP-II в центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 5 нА, диаметр пятна (кратера) составлял 25 мкм. Обработка полученных данных осуществлялась с использованием программы SQUID [5]. U-Pb-отношения нормализовались на значение 0,0668, приписанное стандартному циркону TEMORA, что соответствовало возрасту этого циркона 416,75 млн лет [4]. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приведены на уровне 15, погрешности вычисленных конкордантных возрастов и пересечений с конкордией - на уровне 25. Графики с конкордией построены с использованием программы ISOPLOT/EX [5].

Цирконы из кортландитов (обр. 504 - правобережье руч. Горациевского) представлены прозрачными и полупрозрачными кристаллами желтоватого цвета. Кристаллы субидиоморфные и идиоморфные. Облик зерен коротко и длиннопризматический. Катодолюминесцентное изображение цирконов демонстрирует концентрическую и секториальную зональность роста, которые свидетельствуют о магматическом происхождении цирконов. В результате изотопного датирования установлен абсолютный возраст кортландитов в 121,2±1,8 млн лет (табл. 1, рис. 4).

Таблица 1

и-РЬ-изотопные соотношения, определенные методом БНШМР-П для пород кортландит-пироксенит-габбровон ассоциации Дамбукинского ранона

Точка Содержание, г/т Изотопное соотношение Возраст,

и ть 206рь* 207рЬ*/235и ± % 206рь*/238и ± % млн. лет

514,3.2 460 216 7,52 0,1204 6,8 0,0189 0,98 120,7 ± 1,2

514,5.1 365 175 5,99 0,115 9,2 0,019 1,8 121,3 ± 2,2

514,3.1 363 168 6,8 0,064 58 0,01918 1,6 122,5 ± 1,9

514,4.1 1241 126 93,5 0,621 16 0,0782 2,2 485 ± 10

514,4.2 664 281 45,1 0,615 1,7 0,079004 0,1 490,18 ± 0,49

514,6.2 299 84 85,3 5,327 0,63 0,33223 0,066 1849,2 ± 1,1

514,1.2 929 881 319 10,058 0,58 0,3966 0,37 2153,2 ± 6,8

514,2.2 1239 244 450 9,538 0,62 0,4196 0,49 2258,9 ± 9,4

514,2.1 577 61 216 9,63 1,9 0,4268 1,6 2291 ± 30

514,1.1 126 104 50,8 12,2 1,3 0,4683 1,1 2476 ± 22

514,6.1 503 153 219 12,88 1,2 0,5968 1,1 2643 ± 24

Примечание: РЬ* — радиогенная часть свинца. Изотопные отношения скорректированы по 204РЬ. Неточности измерений изотопных соотношений и возраста даны при 1а.

Наличие в кортландитах реликтовых цирконов с возрастом в 0,5 млрд лет и 1,9-2,6 млрд лет свидетельствует об участии в составе протолитов континентальной коры архейского, ранне-протерозойского и, вероятно, герцинского этапов. Таким образом, формирование пород джалтинского комплекса с сопутствующим медно-никелевым оруденением связано не с ранне-архейским или раннепротерозойским, как это предполагалось ранее, а с раннемеловым этапом развития региона.

Тектоника

Дамбукинский блок раннеархейского основания Становой складчато-блоковой системы граничит с юга и юго-запада с Олекмо-Становым геоблоком по Джелтулакскому глубинному разлому. Северо-Западной его границей служит Пригилюйский разлом, отделяющий Дамбукинский блок от Иликанского. С востока блок ограничен Унахинским глубинным разломом северо-западного простирания.

20бРЬ/238и

Обр. 514 0.6 - Все 11 точек

0,0200

0,0196 0,0192

Я

0,0188

0,0184 0,0180

0,00 0,04 0,08 0,12 0,16

Рис. 4. Диаграмма с коикордией для цирконов из кортлаидитов: а -для всех зерен циркона (табл. 4,2), б - для зерен 514,3.2, 514,5.1, 514,3.1

В строении Дамбукинского геоблока отчетливо выделяются два структурных этажа - верхний и нижний. Нижний структурный этаж сложен породами становия — гнейсами и кристаллическими сланцами дамбукинской серии раннего архея, метаморфизованными в условиях амфиболитовой фации высоких температур и давлений. Кристаллические образования блока смяты в систему линейных складок, нередко с опрокинутым залеганием. Простирание осей складок имеет преимущественно субширотное и северо-западное направление с наклоном на юг и юго-запад. Супракрустальные образования про-

рваны серией крупных интрузий гранитоидов позднеархейско-го и раннепротерозойского возраста.

Верхний структурный этаж представлен вулканитами и вулканогенно-осадочными отложениями раннемелового возраста, ограниченно развитыми на восточном фланге Дамбу-кинского блока. Вулканиты залегают субгоризонтально с угловым несогласием на докембрийских образованиях нижнего структурного этажа. На востоке докембрийские образования и вулканиты перекрыты рыхлыми мезо-кайнозойскими образованиями Верхнезейской впадины.

Джелтулакский глубинный разлом северо-западного простирания разделяет Олекмо-Становой (юго-западное крыло разлома) и Джугджуро-Становой геоблоки. Вдоль него располагается серия троговых впадин, выполненных образованиями позднего протерозоя, метаморфизованных в фации зеленых сланцев [1]. Пригилюйский и Унахинский разломы представляют собой зоны дробления и диафтореза, шириной до 500м. В их пределах располагаются многочисленные интрузивные тела мезозойского, преимущественно раннемелового возраста (габброидов, пироксенитов, гранит-порфиров и др.), мощность которых достигает 100м.

Внутриблоковые разломы имеют преимущественно близ-широтную северо-западную ориентировку и представлены зонами милонитизации, дробления и рассланцевания пород, мощностью до 200 м. Нередко эти разломы контролируют размещение проявлений золота, а также интрузий джелтулак-ского никеленосного комплекса.

Заключение

Проведенным исследованием установлено, что Дамбукин-скому никеленосному району отвечает блок раннеархейских метаморфических образований, слагающих основание Становой складчато-глыбовой области. Он имеет треугольную форму и ограничен с юго-запада Джелтулакским разломом, а с севера -Пригилюйским. В пределах района в последние годы выявлены рудопроявления никеля, генетически связанные с малыми интрузиями, силлами и дайками джалтинского комплекса габб-роидов, пироксенитов, кортландитов и дунитов раннемелового возраста. Дамбукинский рудный район перспективен на выявление промышленных месторождений медно-никелевых руд.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Объяс-нительая записка. - М.: Недра. 1999. - 139с.

2. Степанов В.А., Октябрьский Р.А., Гвоздев В.И. Малые интрузии ги-пербазитов и медно-никелевое оруденение // ДАН. 2006. Т. 409. - № 4. -С. 514-517.

3. Стриха В.Е., Степанов В.А., Родионов Н.И. Раннемеловая кортлан-дит-пироксенит-габбровая ассоциация Верхнего Приамурья: геохронологические и геохимические данные // ДАН. 2006. Т. 407. № 5. С. 664-668.

4. Black L.P., Kamo S.L. etc. TEMORA 1: a new zircon standart for U-Pb geochronology // Chemical geology. 2003. V. 200. P. 155-170.

5. Ludwig K.R. User's manual for Isoplot/Ex. Version 2,10. A geochro-nological toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 1999. № l a.

6. Taylor S.R., McLennan S.M. The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford. 1985. P. 312. ЕШ

КОРОТКО ОБ АВТОРАХ -

Степанов Виталий Алексеевич - доктор геолого-минералогических наук, главный научный сотрудник, профессор, vitstepanov@yandex.ru, Научно-исследовательский геотехнологичский центр ДВО РАН.

UDC 553.481

GEOLOGICAL STRUCTURE DAMBUKINSKY NICKEL DISTRICT STANO-VOY PROVINCE

Stepanov V.A., doctor of geological-mineralogical sciences, senior researcher, professor, vitstepanov@yandex.ru, Research Geotechnological Center, Far Eastern Branch of Russian Academy Sciences, Russia.

The description of the geological structure Dambukinsky Nickel district Stanovoy province of the Upper Amur region. Studied in detail the stratigraphic and Intrusive complexes, as well as tectonic structures. It is established that Nickel is potentially Dgaltinsky intruziv complex of early Cretaceous age. The complex consists of small intrusions, sills and dykes of gabbros, pyroxenites, dunites and cortlandite.

Key words: ore district, stratigraphy, tectonics, magmatism, copper-nickel ore.

REFERENCES

1. Geologicheskaya karta Priamur'ya i sopredel'nyh territorij (Geological map of Amur region and adjacent territories). Ob«yasnitel'aya zapiska. Moscow: Nedra. 1999. 139 p.

2. Stepanov V.A., Oktyabr'skij R.A., Gvozdev V.I. Malye intruzii giperbazitov i medno-nikelevoe orudenenie (. Small intrusions of hyperbasites and copper-Nickel mineralization) // DAN. 2006. T. 409. No 4. pp. 514-517.

3. Striha V.E., Stepanov V.A., Rodionov N.I. Rannemelovaya kortlandit-piroksenit-gabbrovaya associaciya Verhnego Priamur'ya: geohronologicheskie i geohimicheskie dannye (Early Cretaceous cortlandite-pyroxenite-gabrova Association of the Upper Amur region: geochronological and geochemical data) // DAN. 2006. T. 407. No 5. pp. 664-668.

4. Black L.P., Kamo S.L. etc. TEMORA 1: a new zircon standart for U-Pb geochro-nology // Chemical geology. 2003. V. 200. P. 155-170.

5. Ludwig K.R. User's manual for Isoplot/Ex. Version 2,10. A geochronological toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 1999. № l a.

6. Taylor S.R., McLennan S.M. The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford. 1985. P. 312.