Геолого-петрографическое описание Златогорского массива » Ремонт Строительство Интерьер

Электромонтаж Ремонт и отделка Укладка напольных покрытий, теплые полы Тепловодоснабжение

Геолого-петрографическое описание Златогорского массива

04.06.2021

Златогорский массив основных и ультраосновных пород находится в центральной части Кокчетавской глыбы, в 90 км к запад-юго-западу от г. Кокчетава и в 20 км на юг от с. Володарского — районного центра Кокчетавской области. В южной части массива располагается село Златогорка, по которому он и получил свое название. Этот массив еще со времени первых геологических исследований в Северном Казахстане стал привлекать к себе внимание геологов своим резко отличным от других казахстанских ультрабазитовых и габбровых массивов строением, составом слагающих его пород и наличием в последних вкрапленности медно-никелевых сульфидов. На протяжении последних 30 лет он посещался многими исследователями и подвергался изучению с той или иной степенью детальности. К настоящему времени Златогорский массив в результате выполненных на нем в последние годы больших объемов бурения и геофизических работ, а также проведенных в 1961—1964 гг. детальных геолого-петрографических исследований, является наиболее хорошо изученным из всех первично-расслоенных массивов Кокчетавской глыбы.

Геология и структура. Златогорский массив принадлежит к числу наиболее крупных первично-расслоенных плутонов Кокчетавской глыбы. Его площадь, определенная на основании геологической съемки с использованием данных бурения и результатов геофизических исследований, равна 65 км2. Однако суммарная площадь выходов пород массива па дневную поверхность составляет лишь 10,6 км2, или 1/6 часть общей его площади. Слабая обнаженность массива и вмещающих пород не позволяет сделать достаточно обоснованных выводов об особенностях его строения. Только в нескольких пунктах можно наблюдать взаимоотношения главных типов пород, и то преимущественно в восточной части массива. О распространении же большинства других разновидностей пород (в том числе и тех, которые слагают основную часть площади массива) можно судить по данным скважин картировочного и разведочного бурения. Первично-расслоенный массив в современном денудационном срезе имеет округленную, почти изометрическую форму с размерами 10 км х 8 км (рис. 55). Северо-западный конец массива несколько оттянут и смещен по разрывному нарушению, прекрасно фиксируемому на аэрофотоснимках. Центральная часть массива пересекается зоной разломов северо-восточного простирания. Крупный разлом того же направления пересекает юго-восточную половину массива. С востока значительная часть массива срезана позднекаледонской гранитной интрузией орлиногорского комплекса. Массив залегает в сильно, метаморфизованных кварцитах, кварцево-слюдяных сланцах и амфиболитах уялинской свиты докембрия, имея со всеми этими породами нормальные интрузивные контакты. Только северный контакт массива тектонический, что подчеркивается его прямолинейностью, фиксируемой данными магнитометрии и гравиметрии и подтвержденной скважинами картировочного бурения.

Контакты массива, судя по магнитометрическим и буровым данным, довольно крутые, причем везде они имеют падение к центру массива. Крутые углы падения имеют в большинстве естественных обнажений и элементы прототектоники, что было отмечено Н.А. Елисеевым и на основании чего он сделал вывод о штокообразной форме массива. Однако все эти наблюдения относятся исключительно к периферическим (главным образом, к восточной и южной) частям массива, тогда как в скважинах, пробуренных в центральных его частях, постоянно наблюдаются очень пологие, почти горизонтальные границы между отдельными разновидностями ультраосновных и основных пород. Все эти данные явно противоречат предположениям и о пологой пластообразной, и о крутой штокообразной форме массива. Учитывая, что в центральной части массива первичная полосчатость и границы между слоистыми сериями пород имеют близкое к горизонтальному залегание, а по направлению к контактам они приобретают крутые наклоны, направленные к центру массива, мы приходим к выводу, что внутренняя структура его может быть только чашеобразной, обусловленной общей воронкообразной фермой интрузии. Значительно более сложным и пока еще не решенным остается вопрос о корнях этой воронкообразной интрузии. Анализируя имеющиеся геофизические данные и сопоставляя геологические разрезы, построенные на основании структурных скважин, можно предположить, что корни интрузии находятся где-то в ее восточной части и возможно, что они даже были уничтожены более поздней интрузией орлиногорских гранитов. Естественно, что при большой мощности интрузии (2,5—4,0 км, по данным гравиметрии) невозможно обнаружить бурением ее корни. О составе донной части массива мы можем судить только по двум профилям структурных скважин, которые вскрыли его нижний контакт с подстилающими породами на юге и юго-западе.

Однако эта в общем простая чашеобразная внутренняя структура массива имеет ряд особенностей, сильно затрудняющих ее изучение. Сопоставление данных структурных скважин с результатами геологической съемки показало, что расслоенные зоны массива деформированы в складки большого радиуса кривизны, формировавшиеся, вероятно, в результате контракционных явлений при застывании массива. В плоскости денудационного среза это выражается сложной формой выходов дифференцированных зон. Другой особенностью является широкое развитие в пределах плутона разрывных нарушений, сильно искажающих его первоначальную структуру.

Массив сложен серией разнообразных основных и ультраосновных пород, от анортозитов и лейкократовых битовнитовых норитов до перидотитов и дунитов, образовавшихся в одну интрузивную фазу, связанных между собой переходными разностями и участвующих в строении дифференцированных зон массива. Эти породы главной интрузивной фазы прорываются небольшими телами полосчатых габбродиоритов и микрогаббро-норитов дополнительной интрузии и секутся дайками горнблендитов, спессартитов и диабазов, а также жилами разнообразных по составу и характеру пегматитов. В соответствии с этим в схеме формирования массива могут быть выделены:

а) главная интрузивная фаза — внедрение по разломам магмы основного состава, первичное ее расслаивание и кристаллизация в камере плутона, в результате чего образовалась ассоциация разнообразных горных пород (габбро-нориты, нориты, оливиновые нориты, анортозиты, троктолиты, пироксениты, перидотиты, дуниты), разместившихся в определенной закономерной вертикальной последовательности;

б) фаза дополнительной интрузии — образование небольших крутых интрузивных тел габбро-диоритов, микрогаббро и микро-габбро-норитов, прорывающих породы главной интрузивной фазы;

в) жильная фаза — внедрение разнообразных жильных образований по трещинам в породы главной интрузивной фазы.

Изучение характера распространения пород главной интрузивной фазы и изменение их состава в плане и в вертикальном разрезе массива (по данным корреляции колонок структурных скважин) позволило установить, что массив по вертикали четко разделяется на три дифференцированные зоны, имеющие в свою очередь сложное строение.

Верхняя зона, состоящая из габбро-норитов, слагающих вершину сопки Копа, и подстилающего их горизонта меланократовых оливиновых габбро-норитов. Эти породы, слагающие самые высокие участки современной поверхности массива, в то же время характеризуют лишь нижнюю часть его верхней дифференцированной зоны, так как все вышележащие породы уничтожены эрозией. Поэтому у пас нет никаких данных, чтобы судить о полной мощности верхней дифференцированной зоны Златогорского массива и о породах его кровли.

Средняя зона имеет наиболее сложное строение с чередованием пород различного состава. В разрезе этой сложно построенной зоны выделяется несколько самостоятельных частей, характеризующихся особым строением и составом слагающих их пород:

а) горизонт крупнозернистых лейкократовых норитов;

б) горизонт крупнозернистых оливиновых норитов;

в) верхний горизонт переслаивания, состоящий из сложного ритмического чередования оливиновых норитов, лейкократовых норитов, среднезернистых мезократовых норитов, серпентинизированных плагиоклазовых перидотитов и плагиоклазовых пироксенитов; наглядное представление о строении этого горизонта дает геологический разрез скв. 50 (рис. 56), которая пересекла полную его мощность (около 400 м) от вышележащих оливиновых норитов до подстилающих дунитов. Характерно, что в верхней части этого горизонта преобладают переслаивающиеся между собой различные норитовые породы, в средней — наблюдается тонкое переслаивание норитов и ультраосновных пород, а нижняя часть сложена преимущественно плагиоклазовыми перидотитами и пироксенитами с отдельными небольшими прослоями норитов;

г) дунитовая линза, представляющая один из характерных элементов строения «средней» зоны массива. Это огромное линзообразное тело дунитов размерами 2,5x1,5 км и мощностью в центральной части свыше 700 м залегает между верхним и нижним горизонтами переслаивания, будучи приуроченным, вероятно, к провесу центральной части воронкообразной интрузии; судя по разрезам скважин, вскрывших в различных частях это тело; оно сложено однообразными слабо серпентинизированными дунитами, содержащими отдельные горизонты, обогащенные сингенетической вкрапленностью медно-никелевых сульфидов; к дунитам же приурочены густовкрапленные хромитовые руды, жилы хромита мощностью от 1—2 см до 0,5 м и главная масса кварц-полевошпатовых пегматитов, образующих в центральной части дунитового тела целое поле пегматитовых жил протяженностью около 2 км при. ширине до 800 м;

д) нижний горизонт переслаивания перидотитов, пироксенитов, троктолитов, анортозитов, норитов и оливиновых норитов, по строению близкий к верхнему горизонту переслаивания; этот горизонт, вероятно, не является достаточно выдержанным, так как он был вскрыт под дунитами не всеми скважинами;

е) горизонт оливиновых и лейкократовых норитов, залегающий либо под нижним горизонтом переслаивания, либо же непосредственно под дунитами, и составляющий основание критической зоны.

Общая мощность средней зоны определяется примерно в 1700 м. Детальное петрографическое изучение пород средней зоны показало любопытную их особенность: несмотря на все их многообразие, они характеризуются исключительным постоянством состава главных породообразующих минералов: очень основным плагиоклазом (80—85% Au), слабо железистым ромбическим пироксеном-бронзитом (12—15% ферросилитового компонента) и магнезиальным оливином (не более 10—12% фаялитовой молекулы).

Нижняя зона, залегающая непосредственно под средней, сосставляет, видимо, основную часть объема Златогорской интрузии, а потому она могла бы быть названа ее главной зоной. Она состоит из двух дифференцированных серий: в) верхней—норитовой и б) нижней — расслоенной. Как видно на карте (см. рис. 55), породы норитовой серии составляют наибольшую часть площади массива, перекрытую рыхлыми отложениями; они обнажаются только в западной части сопки Кольжумбай и были вскрыты лишь двумя скважинами №№ 46 и 49, не вышедшими из норитов.

Судя по разрезам этих скважин, норитовая серия сложена однообразными среднезернистыми норитами и габбро-норитами, отличающимися от норитовых пород средней зоны наличием менее основного плагиоклаза (70—75% An) и более железистого бронзита (20—25% FeSiO3). Среди норитовых пород наблюдаются маломощные горизонты пироксенитов (бронзититов). Как верхняя, так и нижняя границы норитовой серии условны. Верхний ее контакт проводится по появлению над среднезернистыми норитами оливиновых норитов основания средней зоны, а нижняя граница определяется по появлению над норитами ультраосновных пород, образующих нижнюю расслоенную серию.

Последняя достаточно хорошо прослеживается в основании норитовой серии. Эта расслоенная серия представлена частым и сложным чередованием серпентинизированных и амфиболизированных перидотитов, плагиоклазовых и оливиновых пироксенитов, габбро-норитов и редко — анортозитов. Характер строения этой серии иллюстрирует геологический разрез структурной скв. 47 (рис. 57), пройденной у южной окраины села Златогорки.

Общая мощность нижней зоны может быть определена величиной порядка 1200 м.

Нижняя зона массива нигде не контактирует непосредственно с вмещающими породами; от последних ее повсюду отделяет зона кон-таминированных, местами сильно рассланцованных мелкозернистых габбро и габбро-норитов, нередко содержащих кварц и коричневую или зеленую роговую обманку.

Эти породы приконтактовой донной части интрузии обнажаются на небольших увалах к югу от с. Златогорки и были вскрыты серией скважин. В непосредственном контакте с породами рамы в контаминированных габброидах наблюдаются маломощные линзовидные инъекции кварц-калишпатового состава.

Нормальные контакты Златогорского массива с вмещающими метаморфизованными образованиями сохранились только в южной и западной частях интрузии. Здесь, в зоне эндоконтакта массива, повсеместно наблюдаются мелкозернистые габбро и габбро-нориты, иногда образующие апофизы во вмещающие метаморфические образования. Кроме того, среди пород зоны экзоконтакта наблюдаются жилы серпентинитов.

Северный контакт массива, вероятно, тектонический, что подчеркивается его прямолинейностью, фиксируемой данными магнитометрии и гравиметрии. В контактах гранитов орлиногорского комплекса и основных пород Златогорского плутона наблюдаются как экзоконтактовые изменения габброидов, выраженные в их слабом ороговиковании, так и эндоконтактовые изменения гранитов, которые становятся более мелкозернистыми по сравнению с гранитами, располагающимися на удалении от контакта. Кроме того, в гранитах наблюдались ксенолиты норитов.

Прежде чем перейти к петрографическому описанию пород, в порядке, указанном в табл. 21, необходимо остановиться на вопросе о структурах и текстурах пород расслоенных интрузий, расшифровка которых имеет первостепенное значение для реконструкции процесса формирования пород и кристаллизации массива в целом.

Как показали Уэйджер к Дир, Хесс, Джексон, минералы в породах расслоенных интрузий можно подразделить на две группы. Первую группу составляют близкие к идиоморфным кристаллы, преимущественно образующие индивидуальные зерна. Пластинчатые и призматические разновидности таких кристаллов обычно располагаются длинными осями в плоскости слоистости, формируя трахитоидную текстуру породы. Вторая группа минералов представлена ксеноморфными зернами, которые включают минералы первой группы с образованием пойкилитовой структуры или располагаются в промежутках между ними. В отличие от минералов первой группы, эти минералы ориентированы беспорядочно, о чем можно судить по положению главных оптических направлений зерен. Минералы первой группы называются аккумулированными, осажденными (а также минералами кумулуса, первичным преципитатом). По мнению перечисленных исследователей, они кристаллизовались из главного объема магмы и по мере выделения перемещались под действием силы тяжести, накапливаясь на дне магматической камеры в виде каши кристаллов.

Минералы второй группы кристаллизовались в более позднюю стадию в поровом пространстве, окружавшем аккумулят кристаллов. Для этой группы минералов еще нет общепринятого названия; их называют интерпреципитатом, интеркумулусом или просто интерстициальным материалом. Соотношения между двумя группами минералов ближе всего к соотношениям кластического материала и цемента в осадочных горных породах. Зерна минералов кумулуса представляют собой независимые индивидуальные частички, располагающиеся своими длинными осями в плоскости слоистости, т. е. обладают теми же особенностями, что и обломочный материал в осадочных породах. Минералы второй группы, которые заполняют промежутки между зернами минералов первой группы, в структурном отношении аналогичны цементу осадочных горных пород, превращающему рыхлый осадок в компактную породу. Характерные особенности структур пород расслоенных интрузий обусловливаются тем, что минералы раннего выделения из магмы могут успеть выкристаллизоваться, осесть и быть захороненными другими кристаллами, прежде чем начинается более поздняя кристаллизация из заключенного между ними остатка магмы, т, е. из интерпреципитата. По Джексону такие структуры называются «settled textures», т. е. структуры оседания, или осаждения.

В данной работе под «кумулусом» понимаются минералы, которые кристаллизовались выше дна магматической камеры. Сюда же включаются результаты адкумулатного роста кристаллов in situ, поскольку практически невозможно провести грань между кумулусом и адкумулусом на этих зернах. Термин «интерстициальный материал» используется в качестве описательного и не несет полной генетической информации.

Верхняя дифференцированная зона. Габбро-нориты представляют собой среднезернистые мезократовые породы, иногда со слабо выраженной первичной полосатостью, вызванной небольшими уплощенными шлировыми обособлениями пироксенов. Структура породы равномернозернистая полигональная или торцовая, очень характерная для всех норитовых пород златогорского интрузивного комплекса (рис. 58). От обычной габбровой структуры она отличается большей степенью идиоморфизма образующих ее кристаллических индивидов. Кстати, такие структуры, обусловленные примерно одинаковым идиоморфизмом плагиоклаза и пироксена и изометрической формой их зерен, настолько типичны вообще для норитовых пород (в частности, для норитов Мончегорского плутона), что они имеют полное право быть выделенными в самостоятельный тип «норитовых» структур. Минеральный состав габбро-норитов: основной плагиоклаз 50—60%, моноклинный пироксен 30—35%, ромбический пироксен 10—20%. Пироксены в этих породах обычно нацело амфиболизированы, а потому приведенное их соотношение довольно условно и основано на наблюдениях в единичных шлифах.
Геолого-петрографическое описание Златогорского массива

Основной плагиоклаз образует идиоморфные кристаллы в форме изометричных таблиц с резко выраженными полисинтетическими двойниками. Судя по показателям преломления, его состав колеблется от № 65 до № 75. Моноклинный пироксен-диопсид образует короткопризматические кристаллы. Ромбический пироксен встречается в виде реликтов, сохранившихся от замещения мелкошестоватым агрегатом актинолита. Индивидуальные, близкие к идиоморфным зерна плагиоклаза и пироксенов характеризуются план-параллельным расположением таблитчатых разновидностей и могут быть отнесены к минералам кумулуса. Интерстициальные минералы — бурая роговая обманка, апатит, магнетит, сульфиды — встречаются в незначительном количестве.

Меланократовые оливиновые габбро-нориты были встречены только на сопке Копа, где они слагают довольно выдержанный горизонт, подстилающий верхние габбро-нориты и в свою очередь залегающий на лейкократовых крупнозернистых норитах средней зоны. Макроскопически это темные среднезернистые породы с мелкими округлыми выделениями плагиоклаза. В обнажениях для них характерна шаровая отдельность с диаметром отдельных глыб до 0,5—1,0 м. Под микроскопом структура породы гипидиоморфнозернистая с элементами венцовой и пойкилитовой. Минеральный состав: основной плагиоклаз (№75—80) 15—30%, оливин 10—15%, ромбический пироксен 45—60%, моноклинный пироксен 10—12%.

В ромбическом пироксене — бронзите Fs18-23 (табл. 22) наблюдаются тонкие (0,0005—0,001 мм) пластинки диопсида, параллельные. Эти пластинки выклиниваются, не доходя примерно 0,1 мм до края зерна, безотносительно, с каким минералом в данном месте контактирует бронзит. По X. Хессу, эти пластинки кальциевого пироксена произошли при распаде твердого раствора ромбического пироксена, выделившегося из магмы при температуре выше 1100°С. Такие ортопироксены Хесс отнес к «бушвельдскому» типу. Все ромбические пироксены Златогорского массива относятся к «бушвельдскому» типу, поэтому при дальнейшем описании эта особенность оговариваться не будет.

На границах зерен оливина и плагиоклаза обычно наблюдается оторочка, состоящая из мелких шестоватых кристаллов бронзита, располагающихся по краям оливина; за ней следует узкая кайма из тонких зерен плеонаста, а затем — полоска, сложенная веерообразными сростками диопсида и плеонаста. Ширина таких реакционных кайм, создающих венцовую структуру породы, обычно не превышает 0,5—1 мм. Оливин, плагиоклаз и бронзит образуют индивидуальные идиоморфные кристаллы и относятся к минералам кумулуса. Моноклинный пироксен располагается в интерстициях этих зерен, наряду с коричневым биотитом, магнетитом и сульфидами. В моноклинном пироксене также наблюдаются тонкие пластинки ромбического пироксена, параллельные, происшедшие в результате распада твердого раствора. Эти пластинки присутствуют почти во всех моноклинных пироксенах пород Златогорского массива (за исключением жильных), поэтому в дальнейшем на их присутствие указаний не будет. Судя по неровным бухтообразным границам, бронзит частично корродирует оливин, а моноклинный пироксен — бронзит. Иногда в периферических частях крупных кристаллов бронзита отмечаются мелкие идиоморфные включения плагиоклаза и оливина.

Средняя зона. Граница верхней и средней зон Златогорского массива условно проводится по появлению в вертикальном разрезе массива под оливиновыми габбро-норитами горизонта лейкократовых крупнозернистых норитов.

Лейкократовые нориты, слагающие верхний горизонт средней зоны, макроскопически представляют собой светлые крупнозернистые породы, состоящие на 75—85% из плагиоклаза. В естественных обнажениях они всегда обнаруживают очень характерную крупноглыбовую параллелепипедально-шаровую отдельность. Структура лейкократовых норитов крупнокристаллическая габбровая или иоритовая. Главным породообразующим минералом этих пород является очень основной плагиоклаз — битовнит — анортит № 80—90 (табл. 23). Вдоль трещинок з крупных кристаллах плагиоклаза наблюдается грануляция, т. е. идет их рекристаллизация с образованием цепочек мелких зерен того же минерала (рис. 59), как бы «разъедающих» единый кристалл. Ромбический пироксен — бронзит «бушвельдского» типа — слагает 10—20%. объема породы, образуя идиоморфные кристаллы. Моноклинный пироксен располагается в интерстициях между зернами бронзита и плагиоклаза. Эти породы в общем довольно свежие, только бронзит в них подвергается слабому оталькованию.


Оливиновые нориты слагают самостоятельный горизонт, залегающий ниже крупнозернистых лейкократовых норитов, а также встречаются в верхнем и нижнем горизонтах переслаивания. Вообще это очень распространенная и характерная разновидность пород средней зоны Златогорского массива, совершенно не встречающаяся за ее пределами. Макроскопически оливиновые нориты представляют собой крупнозернистые, реже среднезернистые лейкократовые породы, на выветрелой поверхности которых наблюдаются характерные бурые пятна округлой или неправильной формы — остатки зерен разложенного оливина. В естественных обнажениях эти породы всегда имеют крупную шаровую отдельность.

В шлифе оливиновые нориты характеризуются норитовой структурой с элементами венцовой, реже пойкилитовой. Минеральный состав: основной плагиоклаз 70—80%, ромбический пироксен 10—15%, оливин 5—8%, актинолит 5—6%, плеонаст 2—3%. Основной плагиоклаз-битовнит № 85—88 образует идиоморфные кристаллы, которые, смыкаясь гранями, создают характерную для норитовых пород структуру. Оливин образует округлые зерна, обычно окруженные первично-магматическими каемками нарастания, имеющими концентрически-зональное строение и создающими венцовую структуру породы (рис. 60). В непосредственном контакте с оливином эти каемки образованы мелкими шестоватыми зернами бронзита; далее следует концентрическая цепочка мелких ксеноморфных зерен плеонаста, а еще дальше — полоска пластинчатых выделений моноклинного пироксена, прорастающего микроскопическими выделениями плеонаста. В целом характер венцовых структур в этих породах тот же, что в оливиновых габбро-норитах верхней зоны, только здесь эти структуры представлены значительно лучше и шире.

Ромбический пироксен, помимо того что он принимает участие в строении реакционных кайм, встречается в виде самостоятельных крупных короткопризматических кристаллов, представляя третий минерал кумулуса. Иногда в нем наблюдаются включения оливина. Моноклинный пироксен выполняет интерстиции зерен. В незначительном количестве отмечаются сульфиды — пирротин и халькопирит.

Нориты средней зоны встречаются в переслаивании с оливиновыми и лейкократовыми норитами на сопке Копа, а также в керне скважин, пересекших верхний горизонт переслаивания. Макроскопически это массивные среднезернистые породы со светло-коричневым ромбическим пироксеном. В шлифе в них наблюдается норитовая структура с одинаковой степенью идиоморфизма плагиоклаза и пироксена. Минеральный состав: основной плагиоклаз-битовнит (№ 82—85) 55—60%, ромбический пироксен-бронзит 35—40%, моноклинный пироксен (обычно располагающийся в интерстидиях зерен) 2—3%. В акцессорных количествах присутствуют биотит, магнетит, сульфиды. Из вторичных минералов отмечаются соссюрит, тальк, волокнистый актинолит, редко цоизит. Были произведены химические анализы плагиоклаза и бронзита, выделенных из норнта (обр. 3030). Химический анализ плагиоклаза (SiO2 44,64%; TiO2 следы; Al2O3 34,09%; Fe2O3 0,24%; FeO 0,24%; MnO следы; MgO 1,94%; CaO 16,22%; Na2O 1,48%; K2O 0,06%; п.п. п. 1,55%. сумма 99,76%) показал, что в нем содержится 90,5% Ап. Химический анализ ромбического пироксена (SiO2 53,50%; TiO2 0,50%; Al2O3 2,16%; Fe2O3 1,69%; FeO 9,95%; MnO 0,22%; MgO 29,13%; CaO 2,10%; Na2O 0,11%; K2O 0.04%; H2O+ 0,80%; сумма 100,10%)) показал, что он относится к бронзнту Fs17.

Плагиоклазовые бронзититы образуют единичные прослои мощностью от 2 до 20 м среди норитов и оливиновых норитов. Структура породы гипщшоморфнозернистая. Минеральный состав: ромбический пироксен—бронзит 70—90%, основной плагиоклаз-битовнит №86—90 (образующий агрегат мелких зерен в интерстициях между кристаллами пироксена) 10—30%, моноклинный пироксен-диоисид, развивающийся но периферии кристаллов бронзита 3—5%. В небольшом количестве (до 1—2%) встречаются магнетит и иногда сульфиды. Довольно часто наблюдаются буро-зеленая шпинель и редкие мелкие зерна коричневой роговой обманки. Количество плагиоклаза в наиболее меланократовых разностях снижается до 5%. Характерно, что пироксенитов, совершенно не содержащих плагиоклаза, среди пород средней зоны не наблюдалось.

Серпентинизированные гарцбургиты иногда встречаются в ассоциации с пироксепитами, образуя с ними постепенные переходы. Порода состоит из нацело серпентинизированных округлых зерен оливина и крупных, близких к идиоморфным, кристаллов относительно свежего бронзита (Ng' = 1,677, Np' = 1,670). Обычно присутствует акцессорный хромшпинелид, просвечивающий коричневато-бурым цветом. В переходных к пироксенитам разностях, помимо увеличения количества бронзита, в породе появляется плагиоклаз.

Плагиоклазовые перидотиты очень характерны для горизонтов переслаивания средней зоны. Макроскопически это среднезернистые породы с белыми выделениями плагиоклаза, отчетливо видными на общем темном фоне. Текстура породы массивная; структура — гипидиоморфно-зернистая. Минеральный состав породы непостоянен и колеблется в значительных пределах; это особенно касается пироксенов, которые могут вообще отсутствовать, и тогда порода переходит в меланократовый троктолит (гарризит). Соотношение главных минералов плагиоклазовых перидотитов выражается следующими цифрами: серпентинизированный оливин 50—70%, основной плагиоклаз-битовнит 10—30%, ромбический пироксен — бронзит 5—15%, моноклинный пироксен-диопсид 5—15%. В количестве до 2—4% в породе присутствует красно-коричневый хромшпинелид, иногда в контакте с плагиоклазом переходящий в грязно-зеленый герцинит. Акцессорные минералы — магнетит и сульфиды; вторичные — серпентин, цоизит, хлорит.

Пойкилитовые гарцбургиты также широко распространены в горизонтах переслаивания. Порода состоит из округлых зерен оливина, часто заключенных в довольно крупные (до 2—5 см диаметром) ойко-кристаллы бронзита «бушвельдского типа». Помимо оливина, в них содержатся идиоморфные включения коричневого хромшпинелида. В тех случаях, когда зерна оливина образуют хадакристаллы в бронзите, они имеют округлую или бухтообразную форму при диаметре 0,5—1 мм, в отличие от более крупных (2—4 мм диаметром) идиоморфных зерен оливина вне контура онкокристаллов. Такие наблюдения, по-видимому, свидетельствуют о коррозии осажденного оливина интерстициальным бронзитом. Порода обычно серпентинизирована.

Дуниты слагают крупное (площадью около 3 км2) и мощное (до 750 м) линзовидное тело в средней части средней зоны, являющееся очень характерным и важным в практическом отношении элементом строения Златогорского массива. Именно с этим дунитовым телом связана наиболее значительная сингенетическая вкрапленность медно-никелевых сульфидов, а также главная масса различных пегматитовых жил. В наиболее свежем виде дуниты представляют собой крупнозернистые темно-зеленые породы; более серпентинизированные разности имеют черную окраску. Эти породы состоят на 95—98% из оливина; остальную часть образуют идиоморфные кристаллы коричневого хромшпинелида. Рудные минералы (пентландит, пирротин, реже халькопирит) присутствуют в переменных количествах и приурочены к интерстициям между зернами. Судя по показателям преломления, определявшимся в образцах, взятых через каждые 20—30 м скважины № 48 (1,690 > Ng' > 1,682; 1,622 > Np' > 1,652), состав оливина довольно стабилен (Fa6—Fa12). В верхней части разреза некоторых скважин в дунитах в количестве 1—2% наблюдался диопсид, образующий резко ксеноморфные выделения в интерстициях зерен оливина. Изредка в интерстициях между зернами отмечаются мелкие пластины очень бледно окрашенного флогопита.

Серпентинизированы дуниты неравномерно. У поверхности и в верхней части дунитового тела они почти полностью серпентинизированы; оливин наблюдается лишь в виде реликтов в петлях хризотиловых шнуров. С глубиной количество серпентина быстро убывает, и главная масса тела, судя по разрезам большинства скважин, сложена очень слабо серпентинизированными дунитами, в которых содержание серпентина, проникающего по тонким трещинкам в оливине, составляет всего лишь 3-5%.

Сульфидная вкрапленность в дунитах распределена неравномерно; в разрезах скважин отмечаются участки, обогащенные сульфидами или же почти не содержащие их. В ряде случаев удается сопоставить между собой обогащенные сульфидами интервалы по соседним скважинам, что позволяет говорить о наличии в теле дунитов определенных горизонтов, характеризующихся повышенным содержанием сульфидов. Мощность таких горизонтов обычно колеблется от 2—5 м до 20 м.

Бурением установлено, что дуниты в нижней своей части переслаиваются с подстилающими их норитами и оливиновыми норитами. Это дает основание заключить, что нижняя граница дунитового тела не резкая и постепенно переходит в нижний горизонт переслаивания. Последний по составу слагающих его пород в общем аналогичен верхнему горизонту переслаивания. Отличия заключаются только в том, что в его верхней части наблюдаются упоминавшиеся прослои дунитов, а ниже широко развиты переслаивающиеся с норитами и оливиновыми норитами троктолиты и анортозиты, образующие невыдержанные по простиранию прослои, отсутствующие среди пород верхнего горизонта переслаивания.

Троктолиты — очень характерные породы для нижнего горизонта переслаивания средней зоны. Они наблюдаются в естественных обнажениях на поверхности массива и были встречены в керне многих буровых скважин. Макроскопически это крупнозернистые темные породы со светлыми пятнами плагиоклаза. По структуре и минеральному составу они близки плагиоклазовым перидотитам, только в них интерстициальные пироксены или отсутствуют совсем, или присутствуют в ничтожном количестве.

Анортозиты слагают сравнительно небольшие линзообразные тела среди пород нижнего горизонта переслаивания и являются, видимо, лейкократовыми шлирами в оливиновых норитах, с которыми они постоянно ассоциируются. Анортозиты — среднезернистые породы с паналлотриоморфнозернистой структурой, состоящие на 90—95% из битовнита № 81—85. В интерстициях битовнита в небольшом количестве (до 5—8%) встречается моноклинный пироксен, обычно замещенный волокнистым актинолитом. Часто наблюдаются ксеноморфные выделения буро-зеленой шпинели (0,5—1,0%).

Основание средней зоны, как уже указывалось, слагают оливиновые и лейкократовые нориты, по структурам и составу породообразующих минералов аналогичные соответствующим породам верхней части средней зоны.

Нижняя дифференцированная зона. Преобладающую часть нижней дифференцированной зоны Златогорского массива, как уже было сказано, слагают нориты, почти не встречающиеся в обнажениях на дневной поверхности (за исключением сопки Кольжумбай), но наблюдавшиеся в керне многих скважин картировочного бурения, а также вскрытые целым рядом структурных скважин под дунитами или нижними оливиновыми норитами средней зоны. Изучение кернового материала скважин, вскрывших породы нижней зоны, показало, что нориты развиты преимущественно в центральной части массива; по направлению к его периферии они постепенно сменяются габбро-норитами.

Нориты — средне- и равномернозернистые мезократовые породы с характерным бронзовым отливом на плоскостях спайности ромбических пироксенов. Под микроскопом в них наблюдается полигональная норитовая структура с одинаковой степенью идиоморфизма плагиоклаза и пироксена. Обычно это очень свежие породы, слабо затронутые вторичными изменениями. Они состоят из основного плагиоклаза 55—65%, ромбического пироксена — около 40% и небольшого количества (1—3%) интерстициального моноклинного пироксена; в габбро-норитовых разностях содержание последнего поднимается до 20%. но и в этом случае по степени идиоморфизма он уступает плагиоклазу и бронзиту. Биотит, магнетит и сульфиды (преимущественно пирротин) также располагаются в интерстициях между зернами. Из вторичных минералов отмечены соссюрит, тальк, актинолит, редко цоизит.

Плагиоклаз здесь менее основной, чем в породах средней зоны; он представлен лабрадором № 70—75. Обычно он свежий, редко слабо соссюритизирован.

Ромбический пироксен, встречающийся в виде идиоморфных кристаллов, представлен несколько более железистым бронзитом — 20—20% FeSiO3 (табл. 24), чем пироксены в норитах средней зоны. Обычно в нем наблюдаются тонкие пластинки диопсида, параллельные. Однако в наиболее железистых разновидностях ромбического пироксена, приуроченных к габбро-норитам периферических частей массива, эти пластинки становятся более толстыми и иногда принимают пегматоидный характер. В моноклинных пироксенах из этих же пород иногда наряду с пластинками ортопнроксена, параллельными, отмечаются пластинки, параллельные. По X. Хессу, пластинки, параллельные и представленные сейчас ортопироксеном, первоначально выделялись в виде пижонита, при дальнейшем охлаждении инвертированного в ромбический пироксен. Наличие двух систем вростков позволяет предположить, что формирование этих пород происходило при температуре, близкой к температуре точки инверсии. По трещинкам бронзит замещается мелкочешуйчатым агрегатом талька, вместе с которым иногда развивается волокнистый актинолит.

Пироксениты (бронзититы) были встречены только в керне скважин №№ 46, 48 и 49, где они образуют прослои мощностью 10—20 м среди норитов нижней зоны. Макроскопически это темные равномернозернистые породы, иногда со значительной вкрапленностью сульфидов. На 75—80% эти породы состоят из ромбического пироксена, по оптическим свойствам аналогичного бронзиту норитов нижней зоны. В количествах по 5—10% в породе присутствуют диопсид и лабрадор, последний встречается в виде индивидуальных зерен, несколько уступающих в идиоморфизме бронзиту, а моноклинный пироксен выполняет интерстиции между зернами. Такое же структурное положение занимают биотит, магнетит и сульфиды. Содержание сульфидов в бронзититах в отдельных случаях составляет 3—4% объема породы и тогда пироксенит очень близко напоминает пироксениты рудного пласта «Сопча» Мончегорского плутона. Химический анализ образца такого пироксенита из скв. № 49, произведенный в Лаборатории ВСЕГЕИ, показал содержание никеля всего 0,37%. Очевидно главная масса сульфидов здесь образована пирротином, слабо обогащенным никелем.

Расслоенная серия нижней зоны. Породы этой зоны выходят на дневную поверхность в периферических частях массива и вскрыты несколькими структурными и картировочными скважинами. Изучение расслоенной зоны, залегающей в основании нижней зоны массива, показало, что она имеет очень сложный разрез и составлена переслаиванием весьма разнообразных пород — серпентинизированных оливинитов, пойкилитовых гарцбургитов, амфиболизированных перидотитов, плагиоклазовых перидотитов, оливиновых пироксенитов, пироксенитов, среднезернистых амфиболизированных норитов, анортозитов и мелкозернистых габбро-норитов. С породами этой серии связано большое количество разнообразных пегматитовых образований. Как и в породах средней зоны, здесь наблюдается сингенетическая и эпигенетическая сульфидная медно-никелевая минерализация.

Плагиоклазовые перидотиты — массивные темные пятнистые породы, напоминающие троктолиты. Под микроскопом в них наблюдается такситовая гипидиоморфнозернистая структура с элементами венцовой. Оливин образует индивидуальные округлые зерна. Ромбический пироксен, наряду с моноклинным, образует ксеноморфные выделения, приуроченные к периферической части зерен оливина, и иногда несколько напоминающие венцовую структуру. В кристаллах ромбического пироксена, как обычно, наблюдаются очень тонкие вростки диопсида. Вдоль трещинок по бронзиту развивается тонкочешуйчатый агрегат талька и реже тонколистоватый антигорит. Нередко он также замещается волокнистым актинолитом. Как правило, бронзит наблюдается в качестве реликтов среди бледно-зеленого амфибола.

Диопсид образует мелкие выделения обычно на периферии ромбического пироксена и формировался несколько позже него.

Основной плагиоклаз, битовнит № 80—87, распределен в породе весьма неравномерно. Нередко он образует довольно крупные идиоморфные кристаллы, что позволяет выделить его в качестве минерала кумулуса. Однако чаще он входит в состав неправильных пятен тонкозернистого лейкократового габбро-норита, хаотически разбросанных по породе. При большом увеличении видно, что плагиоклаз в этих участках образует с моноклинным пироксеном сростки наподобие микропегматитовых. Этот тонкозернистый агрегат выполняет в плагиоклазовых перидотитах роль интерстициального материла. В перидотитах повсеместно встречаются выделения зеленой до буро-зеленой шпинели типа герцинита.

Собственно амфиболизированные перидотиты развиты шире — они отмечались в керне многих скважин. От плагиоклазовых перидотитов они отличаются лишь отсутствием плагиоклаза и большим количеством (до 20—30%) пластинчатых кристаллов бледно-зеленого амфибола.

He совсем обычную для Златогорского массива разновидность пород представляют серпентиниты сопки Манжурка, представленные пе-рекристаллизованными антигоритовыми разностями, в которых нет ни первичных магматических минералов, ни реликто-псевдоморфных структур. Появление здесь этих пород, не наблюдавшихся в других частях массива, связано, вероятно, с наличием крупной зоны разломов, вдоль которой происходили наиболее сильные гидротермальные преобразования пород массива.

Своеобразную разновидность перидотитов расслоенной серии представляют пятнистые амфиболизированные перидотиты скв. № 45, в которых в виде светлых пятен выделяются агрегаты мелкочешуйчатого флогопита, составляющего до 10% объема породы. Флогопит здесь является одним из самых поздних по времени выделения минералов. Он образует прямоугольные пластинки с Ng = Nm = 1,592, часто пересекающие первичную полосчато-петельчатую структуру серптентинита, и развивающиеся главным образом по амфиболу. Иногда флогопит наблюдается в виде мелкопластинчатых агрегатов вокруг выделений шпинели, которая в этом случае почти полностью переходит в магнетит. Появление слюды в этих породах, по-видимому, вызвано влиянием многочисленных жил полевошпатовых пород (см. ниже) широко развитых в северной, приконтактовой части Златогорского массива.

В разрезе расслоенной серии существенную роль играют плагиоклазовые пироксениты, переслаивающиеся с перидотитами и норитами. Они представлены преимущественно бронзититовыми разностями, реже — вебстеритовыми, причем последние обычно отмечаются близ контакта с донными габбро и габбро-норитами. По своему характеру эти породы близки к плагиоклазовым пироксенитам средней зоны и отличаются от последних несколько более высокой железистостью бронзита (18—20% FeSiO3) и меньшей основностью плагиоклаза (№ 73—76), еще более снижающейся в вебстеритовых разностях (№ 62—67).

Нориты расслоенной серии по своему минеральному составу и структурам почти не отличаются от описанных выше среднезернистых норитов нижней зоны; в них только наблюдается более интенсивное замещение бронзита бледно-зеленым пластинчатым амфиболом, аналогичным таковому в амфиболизированных перидотитах. По составу породообразующих минералов они близки к норитам средней зоны, т. е. характеризуются высокой основностью плагиоклаза и магнезиальностью бронзита.

Донная часть массива, как уже было сказано, сложена довольно однообразными мелкозернистыми габбро и габбро-норитами. Эти породы встречаются в ряде естественных обнажений к югу от с. Златогорки, а также в нижних частях разрезов скважин № № 47, 51, 74 и 81. Макроскопически — это светло-серые, реже зеленовато-серые массивные мелкозернистые породы. Структура их габбровая. Минеральный состав: основной плагиоклаз (№ 50—80)—50—60%. моноклинный пироксен 25—40%, ромбический пироксен 0—20%, буро-зеленая роговая обманка 3—10%, редко до 30%. Акцессорные минералы: биотит, магнетит, сульфиды.

Обычно донные габбро интенсивно метаморфизованы: по плагиоклазу развивается микрозернистый агрегат цоизита, а также лучистый хлорит; пироксены и роговая обманка замещаются волокнистым актинолитом и хлоритом. Как показал разрез скв. № 74, вблизи контакта с подстилающими породами в габбро появляются жилки кальцита, а также небольшие линзовидные или неправильные инъекции кварц-полевошпатового материала, по-видимому, выплавленного из вмещающих пород. В непосредственном контакте с вмещающими породами донные габбро сильно милонитизированы, рассланцованы и превращены в хлоритовые милониты с кварцем и с многочисленными жилками кальцита. Довольно часто здесь наблюдаются мелкие зерна пирита, реже — пирротина и халькопирита.

К породам дополнительной фазы интрузии отнесены крупные (свыше 500 м длиной) неправильные линзовидные или штокообразные крутопадающие тела, прорывающие породы главной интрузивной фазы. Однако в некоторых случаях породы дополнительной интрузивной фазы залегают согласно со стратификацией массива, и между ними (обычно самыми ранними из них — габбро-норитами) и вмещающими норитами наблюдаются переходные зоны, свидетельствующие о том, что эти породы, в отличие от пород дайковой и пегматитовой фаз, представляли собой производные крупных резервуаров остаточного расплава внутри кристаллизующегося массива. Благодаря тому что застывание их происходило позже кристаллизации пород главной интрузивной фазы, они могли мигрировать с образованием рвущих контактов. В группе пород этой дополнительной фазы интрузии выделяются микрогаббро-нориты, полосчатые габбро-диориты и салитовые пироксениты.

Микрогаббро-нориты довольно широко развиты в пределах массива; они слагают целый ряд неправильно; формы тел на сопке Копа среди оливиновых габбро-норитов, лейкократовых норитов и оливиновых норитов, вблизи западного контакта дунитового тела среди нижних оливиновых норитов средней зоны и в центральной части массива среди норитов нижней зоны. Они были встречены также в керне скважин №№ 49, 53, 56, 59, 73 и др. Это мелкозернистые массивные породы с микрогаббровой структурой. Минеральный состав; слабозональный лабрадор (№ № 52—60) 50—60%, диопсид-салит 30—40%, гиперстен (около 30% FeSiO3) — до 20% (табл. 25). Весьма характерно присутствие магнетита, составляющего от 2—3% до 10% породы.

Полосчатые габбро-диориты являются наиболее характерной и легко распознаваемой в поле разновидностью пород дополнительной интрузивной фазы. Макроскопически они представляют собой мелкозернистые полосчатые породы, состоящие из тонкого ритмического чередования лейкократовых и меланократовых, обогащенных пироксеном, полос шириной от 1 см до 5 см (рис. 61). Границы между лейкократовыми и меланократовыми полосами не резкие, с постепенными, но быстрыми переходами. Минеральный состав этих пород прост и однообразен. Они образованы идиоморфными, иногда слабо зональными кристаллами андезина № 43—45, обычно слабо соссюритизированного или цоизитизированного, и короткостолбчатыми отчетливо плеохроирующими кристаллами салита, по которым иногда развивается бледно-зеленый волокнистый актинолит.

Из акцессорных минералов отмечены только апатит и магнетит. Наиболее интересной особенностью этих пород является их полосчатая текстура, так четко не наблюдаемая ни в одной из остальных разновидностей пород Златогорского массива. Эта полосчатость почти всегда имеет крутые углы падения и располагается строго параллельно сложно изогнутой линии контакта тел габбро-диоритов, что хорошо иллюстрируется зарисовкой одного из таких тел на северном склоне сопки Копа (рис. 62). Меланократовые полосы местами постепенно переходят в мелкие вытянутые шлиры почти мономинерального пироксенита, образованного тем же салитом. В ряде случаев такие пироксенитовые обособления имеют не постепенный, а резкий контакт с лейкократовыми габбро-диоритами, и вместо обычного правильного чередования лейкократовых и меланократовых полос наблюдаются ветвящиеся жилообразные тела пироксенитов с раздувами, пережимами и выклиниваниями.

По-видимому, к породам дополнительной интрузивной фазы следует относить салитовые пироксениты, встреченные на изолированной сопке в северной части массива. Они представляют собой мелкозернистые породы, сложенные на 80—90% отчетливо плеохроирующим салитом (2V=+57°). В интерстициях кристаллов салита располагаются зерна коричневой роговой обманки, агрегаты мелких зерен граната (развивающихся, вероятно, по плагиоклазу) и неправильные выделения магнетита, иногда пересекающие гранат и пироксен. Среди таких пироксенитов встречаются и крупнозернистые, реже порфировидные разности, состоящие из крупных (до 1 см) кристаллов салита, вдоль направлений спайности прорастающего коричневой роговой обманкой. Среднезернистая основная масса порфировидных разностей этих пород сложена тем же салитом, коричневой роговой обманкой и гранатизированными реликтами основного плагиоклаза. Из-за плохой обнаженности северной части массива не удалось установить взаимоотношения этих салитовых пироксенитов с породами главной интрузивной фазы. К дополнительной интрузивной фазе они отнесены условно, по наличию в них салита — минерала, типичного для всех пород дополнительной интрузии и совершенно несвойственного породам главной интрузивной фазы Златогорского массива, где моноклинный пироксен представлен почти исключительно нормальным диопсидом.

Породи жильной фазы. Комагматические жильные породы Златогорского плутона представлены жильными меланократовыми оливиновыми норитами, трахитоидными габбро, диабазами, одинитами, спессартитами, диоритовыми порфиритами, горнблендитами и керсантитами, образующими дайки и жилообразные тела в различных частях массива.

Жильные меланократовые оливиновые нориты были встречены в керне скв. 48, в средней части разреза дунитов. Они образуют маломощные (0,1—2 м) ветвящиеся тела с апофизами. Всего отмечено шесть таких жил. Краевые части жил сложены почти мономинеральным пироксенитом, образованным крупными кристаллами (до 0,8 мм) бронзита Fs17-18 с аномально высоким двупреломлением Ng-Np=0,018, но с нормальной схемой плеохроизма по Ng — бледно-зеленый, по Nm — бесцветный, по Np — бледно-розовый. Во внутренней части жил в количестве 25—30% появляются оливин-хризолит (с 20% Fe2SiO4) и столько же почти нацело соссюритизированного плагиоклаза-битовнита № 72—74 (табл. 26). Здесь ромбический пироксен («бушвельдского» типа) образует крутые — до 1—2 см диаметром — ойкокристаллы, содержащие округлые, а также сложной формы выделения оливина, кристаллы нацело соссюритизированного плагиоклаза, и зерна коричнево-зеленой шпинели.

Зерна оливина, отмечаемые вне ойкокристаллов бронзита, обычно в 1,5—2 раза крупнее, чем хадакриcталлы того же оливина. Это наблюдение, а также часто отмечаемая сложная бухтообразная форма контакта упомянутых минералов свидетельствуют о реакционных взаимоотношениях между ними. В небольшом количестве встречен диопсид, наблюдаемый в интерстициях бронзита. Акцессорные минералы: магнетит, сульфиды.

Жильные трахитоидные габбро встречены среди лекократовых и оливиновых норитов сопки Копа, где образуют крутопадающие дайкообразные тела мощностью 5—10 м и Длиной по простиранию 70—80 м. Темноцветные компоненты в них собраны в линзовидные шлиры, располагающиеся параллельно контактам. Под микроскопом в них наблюдается мелкозернистая с переходами в среднезернистую шлиротакситовая структура. Минеральный состав: лабрадор (№ 65—67) 55—60%, моноклинный пироксен (диопсид-салит) 30—35%, ромбический пироксен (железистый бронзит с 27—28% FeSiО3) 5—8%. В качестве акцессория присутствует магнетит. Вторичные минералы — волокнистый актинолит, соссюрит.

Диабазы, встреченные в тонной части массива, представляют собой темные мелкозернистые породы с шаровой отдельностью. Под микроскопом они обнаруживают типичную офитовую структуру. Они состоят из зональных кристаллов лабрадора (№ № 43—67) 50—60%. гиперстена 15—20%, диопсид-салита 25—30% и магнетита 1—2%. Пироксены обычно замещены игольчатым актинолитом, а плагиоклаз часто сильно соссюритизирован. По присутствию значительного количества ромбического пироксена эти породы правильнее называть норит-диабазами.

Одиниты распространены более широко, чем норит-диабазы. Они встречены на сопках Копа, Кольжумбай, в северной части массива и в керне скв. 46. Это меланократовые, реже мезократовые породы с порфировидной структурой и призматически-зернистой основной массой, состоящие из основного андезита (№ 45—50), коричневой роговой обманки и моноклинного пироксена (салат-авгита), образующего хорошо ограненные порфировидные выделения.

Cпессартиты распространены не менее, чем одиниты. Макроскопически это серо-зеленые мелкозернистые породы с мелкими столбчатыми или игольчатыми выделениями роговой обманки. Они состоят из полуразложенного андезита и зеленой, реже бурой роговой обманки. Акцессории — сфен, циркон, кварц, магнетит. Структура породы призматически-зернистая, лампрофировая.


Диоритовые порфириты были встречены в южной приконтактовой части массива, где слагают дайки мощностью 0,5—1,0 м. Макроскопически это серые мелкозернистые породы с белыми порфировидными выделениями плагиоклаза. Плагиоклаз вкрапленников относится к андезину (№ 40—45); иногда он обратно зональный. Основная масса мелкозернистая, сложенная плагиоклазом, буровато-зеленой роговой обманкой и вторичными образованиями (соссюртит, хлорит, актинолит).

Горнблендиты были встречены в виде даек мощностью от 1 до 5 м и протяженностью до 100 м среди дунитов в центральной части массива и среди норитов на сопках Копа и Кольжумбай, а также в керне некоторых скважин. Макроскопически эго черные блестящие среднезернистые породы. Они состоят из коричневой роговой обманки 70—90%, моноклинного пироксена — слабо плеохроирующего салита — 15% и иногда среднего плагиоклаза-андезина — до 10—15%. Характерно постоянное присутствие апатита в количестве 5—10%, а также акцессорных сфена и титаномагнетита.

Керсантиты слагают небольшие дайкообразные тела, секущие душны и подстилающие их оливиновые нориты. Макроскопически они представляют собой темные афанитовые породы, иногда с тонкими жилами карбоната. Структура в шлифе призматически-зернистая, лампрофировая. Минеральный состав: зональный плагиоклаз (андезин) 60%, коричневый биотит 30%, кварц 5—10%, кальцит 3%, магнетит 1%. Среди керсантитов часто встречаются также пироксеновые разности, содержащие, наряду с указанными минералами, моноклинный пироксен-диопсид в количестве до 20%.

Пегматиты. Наличие системы жил пегматитов у юго-западного подножья сопки Копа было отмечено еще И.И. Боком. Однако он не придавал им существенного значения, считая, что все они генетически связаны с интрузией гранитов (прорывающей Златогорский массив с востока) и носят черты гибридных пегматитов, претерпевших ассимиляционные изменения под влиянием окружающих габброидов и ультрабазитов. Последующими исследованиями Златогорского массива установлено значительно более широкое, чем представлялось ранее, распространение в его пределах разнообразных пегматитовых образований. Так, в центральной части массива в дунитах выявлено целое поле закономерно ориентированных жил кислых пегматитов: в других случаях пегматиты представлены единичными телами (горнблендит-пегматиты, сегрегации и жилы кислых пегматитов в южной части массива и т. д.). Помимо этого, пегматиты отмечались в керне многих скважин колонкового бурения.

В связи с большим количеством и разнообразием пегматитов Е.В. Шарковым было предпринято их специальное изучение на материалах геологической съемки и горных работ, а также изучение кернового материала всех пройденных к началу 1965 г. структурных и поисковых буровых скважин. При систематизации материалов по пегматитам и их обобщении последние удалось расчленить на ряд типов, различающихся по форме, минеральному составу и условиям залегания. Оказалось, что каждый тип пегматитов встречается в связи с определенными породами, а пегматитовые образования вообще наблюдаются преимущественно среди пород средней зоны и расслоенной серии нижней зоны и мало характерны для других зон массива. Все это позволило дать предварительную классификацию пегматитов, которая приведена в табл. 27.

Отмеченная закономерность основана лишь на констатации имеющихся фактов, но тем не менее она может служить основанием для предварительных генетических выводов. Подробное описание всех этих типов пегматитов имеется в статье Е.В. Шаркова, поэтому здесь мы ограничимся только очень краткой характеристикой некоторых наиболее интересных и распространенных типов пегматитовых образований.

Среди пород расслоенной серии нижней зоны и местами среди пород средней зоны довольно широко распространены зональные сегрегации габбро-пегматитов с кислым ядром. Обычно они невелики (0,5х1 м, иногда больше), контакт с вмещающими норитами постепенный. Внешняя зона пегматитов часто сложена пегматоидным норитом, постепенно переходящим в пегматоидное габбро. Зона, переходная к кислому ядру, сложена плагиоклазовой породой с небольшим количеством темноцветного минерала, в интерстициях зерен которой появляется мелкозернистый гранофировый агрегат состава: кварц+альбитизированный калиевый полевой шпат+кислый плагиоклаз. И, наконец, ядро сегрегаций сложено кварц-ортоклазовым агрегатом с графической структурой. Размеры этой кислой сегрегации обычно 20—30 см в диаметре. Помимо таких полных сегрегаций, встречаются пегматиты, формирование которых закончилось на стадии норит-пегматитов, габбро-норит-пегматитов или габбро-пегматитов.

Своеобразные габбро-пегматиты, очень сходные с габбро-пегматитами Мончегорского плутона, развиты в виде жил мощностью от 20—30 см до 5—6 м среди серпентинизированных дунитов средней зоны в центральной части массива. Макроскопически это крупнозернистые и гигантозернистые породы, состоящие из призматических кристаллов или шлировидных агрегатов пироксена и светлого лабрадора. Под микроскопом структура их гипидиоморфнозернистая, неравномернозернистая. Минеральный состав габбро-пегматитов меняется от габбро-норит-пегматита до собственно габбро-пегматита.

Исключительно в оливиновых норитах средней зоны развиты пегматиты с ортитом, образующие жилообразные тела мощностью от 0,2 до 1,0 м, прослеживаемые на 40—50 м по простиранию. Макроскопически — это светлые, иногда слабо зеленоватые гигантозернистые породы часто с графической текстурой. Характерной особенностью их является присутствие шестоватых (до 5—6 см длиной) кристаллов ортита со смоляным блеском. Минеральный состав: альбитизированный калиевый полевой шпат 50—70%, альбитизированный андезин 15—25%, кварц 15—20%. Из второстепенных минералов отмечается диопсид-салит — до 5%. Акцессорные минералы — ортит, циркон, ильменит, очень редко апатит. Вторичные минералы — альбит, эпидот, цоизит, скаполит, лейкоксен, актинолит, пренит, хлорит, серицит. Ортит — коричневого цвета, со смоляным блеском в изломе, слабо плеохронрует, но обычно метамиктный; оптические константы не поддаются определению. С пегматитами этого типа ассоциируются кварцевые жилы, образованные своеобразным радиальнолучистым молочно-белым кварцем, в котором наблюдаются длинные (до 10 см) шестоватые кристаллы ортита. По характеру кварца можно заключить, что эти жилы представляют собой низкотемпературные гидротермальные образования, видимо, генетически связанные с пегматитами рассмотренного типа.

В дунитах средней зоны широко развиты кислые высокоглиноземистые пегматиты с гранатом и силлиманитом, представляющие собой самую распространенную группу пегматитовых образований Златогорского массива. В дунитах эти пегматиты образуют целое поле кулисообразно расположенных жил мощностью от 0,1—0,3 м до 5—8 м круто падающих (под углами 60—80°) на юго-запад. В контакте пегматитовых тел с дунитами наблюдаются реакционные слюдяные оторочки (флогопит, вермикулит). Нередко контакт пегматитов с дунитами проходит по зонкам дробления, которые смещают отдельные части тел. Эти пегматиты встречаются в керне почти всех скважин, пройденных по дунитам, причем они отмечены в виде жил как в верхних частях дунитового тела, так и у его подошвы.

Преобладающей структурой пегматитов является пегматоидная гигантозернистая с крупными выделениями ортоклаза (до 15—30 см). Нередко встречаются участки с гранофировой и мирмекитовой структурами. Минеральный состав: ортоклаз, андезин, кварц, биотит, гранат, силлиманит, апатит, ксенотим, ильменит и др. Силлиманит обычно встречается вместе с красно-коричневым гранатом, составляя иногда 5—10% породы (рис. 63). Из вторичных минералов обычны альбит-олигоклаз, серицит, цоизит, иногда лейкоксен. В верхних частях тел рассматриваемых пегматитов появляются жилки апофиллита, замещающего калиевый шпат. В шлифе апофиллит имеет аномальную коричневую интерференционную окраску при четко выраженном зональном строении (рис. 64). Абсолютный возраст такого пегматита из центральной части дунитового тела, определенный калий-аргоновым методом по биотиту в лаборатории геохронологии ВСЕГЕИ И.И. Полевой, оказался равным 540 млн. лет.


По-видимому, ключом к познанию генезиса пегматитовых образований Златогорского массива являются зональные сегрегации габбро-пегматитов с кварц-ортоклазовым ядром. Аналогичные пегматитовые сегрегации известны и в других существенно норитовых платформенных массивах — Мончегорском, одном из массивов Кольского п-ова, Бушвельдском.

Изучение минеральных ассоциаций пород Златогорского массива показывает, что при формировании каждой из его дифференцированных серий в первую очередь кристаллизовались породы с наибольшими содержаниями MgO и CaO, что вызвало обогащение более поздних порций расплава FeO, щелочами, SiO2 и летучими компонентами. Это в конечном итоге привело к образованию кислого остатка, близко отвечающего по составу кварц-ортоклазовой эвтектике. Кристаллизация пегматитов, по-видимому, происходила в тех местах интрузии, где рас-плав был обогащен летучими компонентами, замедлявшими кристаллизацию и создававшими наиболее благоприятные условия для обособления и разделения фаз, что способствовало образованию зональных сегрегаций, постепенно застывавших от периферии к центру. Такая последовательная кристаллизация, как показали Тернер и Ферхуген, обычно приводит к образованию фаз, обогащенных рассеянными элементами, в данном случае — кварц-ортоклазовых пегматитов, содержащих в качестве акцессориев циркон, ортит, монацит, апатит, ильменит.

Формирование зональных сегрегаций пегматитов, судя по сравнительно низкотемпературному ядру, происходило довольно длительное время и могло закончиться на любом из промежуточных этапов из-за недостаточной концентрации летучих и легкоплавких компонентов в данном месте интрузии. В любом случае эти обособленные остаточные расплавы, естественно, застывали позже, чем вмещающие породы главной фазы интрузии. При возникновении в последних полостей и трещин (в результате контракции или тектонических подвижек), эти расплавы могли быть в них выжаты, дав начало пегматитовым жилам соответственно различного состава. Таким образом, пегматитовые образования Златогорского массива могут рассматриваться как продукты кристаллизации остаточных расплавов (или флюидов), возникающих в результате раздельной фракционной кристаллизации дифференцированных серий интрузии. Если принять это предположение, то становится объяснимой и основная закономерность размещения пегматитовых тел в Златогорском массиве, заключающаяся в том, что каждая дифференцированная серия пород массива (возникшая в результате первичного расслоения интрузии) характеризуется определенными типами пегматитов, не встречающимися за ее пределами.

Геохимия. Петрохимическая характеристика пород Златогорского массива будет рассмотрена позднее, совместно с характеристикой химического состава пород других интрузий златогорского комплекса. Здесь же мы отметим только некоторые геохимические особенности различных типов пород Златогорского массива, которые наглядно можно видеть на диаграмме кларков-концентраций элементов-примесей (рис. 65), для составления которой использовано 215 полуколичественных спектральных анализов, выполненных в лаборатории ВСЕГЕИ.

Из общих геохимических особенностей Златогорского массива прежде всего обращает на себя внимание тот факт, что все его породы характеризуются значительно более богатым набором элементов-примесей, чем ультрабазиты и габброиды альпинотипных интрузий. Характерно, что помимо обычных для последних «сквозных» элементов (Cr, Mn, Ni, Co, Cu), здесь «сквозными» являются также Ti, V и Zn. Наименее богатыми элементами-примесями оказались дуниты центрального тела средней зоны, в которых, кроме упомянутых «сквозных» элементов, спорадически встречаются только галлий и свинец. В перидотитах и пироксенитах средней зоны и нижней расслоенной серии появляются также бериллий, скандий, молибден и барий. Более разнообразен набор элементов-примесей в габброидах главной интрузивной фазы и в микрогаббро и габбро-диоритах дополнительной интрузии: здесь появляются германий, стронций, иттрий, цирконий и иногда — серебро, лантан и церий. В пегматитовых образованиях увеличивается общая концентрация всех малых элементов и в количествах, значительно превышающих кларковые для основных магм, появляются редкие земли (Y, Yb, La, Ce). На этой же диаграмме отчетливо выявляется и металлогеническая специализация Златогорского массива: содержания никеля, меди и кобальта в большинстве проб превышают кларковые, что является, видимо, следствием петрохимических особенностей исходной магмы. Однако наиболее высокие устойчивые содержания этих элементов отмечаются в ультраосновных породах средней зоны и нижней расслоенной серии (в дунитах, перидотитах, пироксенитах). Отсюда можно сделать вывод, что помимо сквозной специализации в отношении указанных металлов, здесь имеет место еще и частичная специализация, возникшая в результате процесса дифференциации магмы, происходившего, как будет показано ниже, в основном не на глубине, а в верхнем структурном ярусе, в самой интрузивной камере.

Некоторые вопросы петрологии. Изучение геологии и структуры Златогорского массива и детальные петрографические исследования слагающих его пород совершенно однозначно показали принадлежность его к типу сложно дифференцированных, первично расслоенных платформенных интрузий. Златогорский массив обладает всеми характерными для последних отличительными чертами, которые выявились главным образом после классических работ Холла и Вагнера по Бушвельдскому комплексу; Уэйджера и Дира по Скергорду; Хауленда, Пиплза, Сампсона, Хесса по Стиллуотерскому комплексу и др., и которые достаточно четко сформулированы в «Петрологии» Ф. Тернера и Дж. Ферхугена. В последние годы расслоенные интрузии привлекают к себе все больше и больше внимания не только в связи с тем, что с ними связаны важные рудные полезные ископаемые (медно-никелевые сульфидные руды, титаномагнетитовые руды), но и потому, что они являются ключом для разрешения ряда петрологических вопросов, связанных с проблемами происхождения основных и ультраосновных пород и дифференциации базальтовой магмы. Если в отношении альпинотипных интрузий еще не прекратилась дискуссия об их магматическом или метасоматическом происхождении, то данные по изучению расслоенных интрузий ультраосновных и основных пород «даже у наиболее ревностных сторонников гипотезы образования плутонов путем диффузии в твердом состоянии не вызывают сомнений в их магматическом происхождении...». Состоявшийся в 1963 г. в Вашингтоне Международный симпозиум по расслоенным интрузиям (Symposium on Layeres intrusions) явился новой вехой на пути изучения петрологии таких интрузий и показал, что их семейство быстро и неуклонно растет.

Последнее замечание в полной мере относится и к территории Советского Союза. После широко известных исследований большим коллективом геологов Мончегорского плутона на Кольском полуострове, внесших большой вклад в проблему петрологии и металлогении расслоенных платформенных интрузий, в последние годы появляются все новые данные о наличии подобного же типа интрузий как на Кольском полуострове, так и в других районах СССР.

Златогорский массив является новым пополнением в группе отечественных расслоенных интрузий ультраосновных и основных пород и одним из первых и наиболее типичных их представителей на территории Казахстана. Естественно, что вопросы петрологии этого массива невозможно рассматривать без учета всего опыта по изучению первично-расслоенных интрузий и тех представлений, которые сложились в итоге этого изучения относительно их генезиса и механизма формирования, Долгое время считалось, что наиболее обычной формой расслоенных основных интрузий является лополит. Однако в последние годы доказывается, что подавляющее большинство таких интрузий имеет не лополитообразную, а воронкообразную форму, причем обнаруживается независимость внутреннего строения плутона от его внешних ограничений. В своей работе по исследованию структуры «лополитов» Вильсон очень убедительно доказал, что по положению слоев в расслоенном массиве нельзя определять положение его ограничений и, наоборот, из положения ограничений и характера контактов массива нельзя делать выводы о положении слоев. Эта особенность, характерная для всех воронкообразных массивов, должна непременно учитываться при изучении их структуры и, что особенно важно, при определении залегания пластообразных рудных залежей, не выходящих на дневную поверхность. Златогорский массив не является исключением из этого общего правила. Как уже было сказано выше, для него сначала предполагалась лополитообразная форма, затем форма почти вертикального штока, а данные последних исследований показали, что он представляет собой воронкообразное тело с чашеобразной внутренней структурой. Это доказывается тем, что у внешних контактов первичная полосчатость имеет крутые углы падения по направлению внутрь массива, а в центральной его части она залегает очень полого, почти горизонтально, что установлено многочисленными буровыми скважинами. Возникновение крутых наклонов первичной слоистости в габбро-норитах в районе сопки Копа объясняется сложной тектоникой этого участка, а также явлениями просадки центральной части интрузии во время ее консолидации в связи с изменением объема вещества при переходе его из жидкой фазы в кристаллическую.

В продольном разрезе Златогорский массив характеризуется резко асимметричным строением: часть его восточной половины уничтожена более поздней интрузией гранитов орлиногорского комплекса. Помимо этого наблюдается и своеобразная внутренняя асимметрия строения дифференцированных зон плутона, выраженная в некотором изменении их разреза от центра к периферии. Это хорошо видно на примере норитовой серии нижней зоны, разрез которой в центральной части плутона (скв. 49) сложен норитами с прослоями бронзититов, а в скв. 46 — чередованием габбро-норитов и норитов с незначительным количеством бронзититов. В вертикальном разрезе массив также имеет асимметричное, зональное строение, связанное с очень сложным и, вероятно, длительным процессом дифференциации в интрузивной камере.

Как было показано выше, породы Златогорского массива образуют выдержанные слои, в которых набор минералов кумулуса, их состав и структурные соотношения с другими минералами остаются постоянными в пределах слоя как по простиранию, так и вкрест его. Некоторые слои прослеживаются на километры без существенного изменения своих главных характеристик.

Первичная магматическая слоистость — слоистость, возникающая при кристаллизации интрузий в результате дифференциации исходной магмы. В настоящее время в расслоенных массивах основных и ультраосновных пород можно выделить по крайней мере три разновидности слоистости: макрослоистость, ритмичную и скрытую слоистость. Непосредственно при полевых работах устанавливаются и картируются два первых типа слоистости. О наличии скрытой слоистости можно судить только после проведения детального петрографического изучения пород.

Макрослоистость. Разрез расслоенных интрузий обычно состоит из двух структурных составных частей: мощных слоев однородных пород и пачек сравнительно тонкого ритмичного переслаивания. Мощность участков тонкого расслаивания обычно составляет не больше 15—30% мощности всего разреза, но они настолько характерны, что фиксируются в первую очередь. При этом, особенно при оценке ритмичности в масштабах всего массива, нередко упускается из виду основной элемент строения расслоенных интрузий — слои массивных однородных пород, характеризующие главные этапы кристаллизации магмы. Поэтому нам представляется целесообразным выделить и особо подчеркнуть «макрослоистость» в качестве самостоятельной единицы, включающей и пачки ритмичного переслаивания. В Златогорском массиве к макрослоям можно отнести расслоенную и норитовую серии нижней зоны, дуниты, лейкократовые и оливиновые нориты, а также горизонты переслаивания средней зоны и т. д.

Ритмичная слоистость — закономерное чередование слоев пород различного состава. Обычно в ритмических циклах снизу вверх наблюдается переход от слоев, относительно богатых сравнительно высокотемпературными минералами (например, оливином) к слоям, обогащенным более низкотемпературными составляющими (пироксеном или плагиоклазом).

В Златогорском массиве, также как и в других расслоенных интрузиях (Стиллуотер, Бушвельд, Скергорд и др.), ритмичная слоистость развита не по всему вертикальному разрезу, а лишь в тех местах его, где наблюдается смена мощных пачек одних пород другими. Местами наиболее характерного проявления ритмичной слоистости в Златогорском массиве являются следующие части его вертикального разреза:

а) расслоенная серия нижней зоны, располагающаяся между сравнительно мощным (около 40 м) слоем оливинитов и пойкилитовых гарцбургитов и норитовой серией; б) верхний горизонт переслаивания средней зоны, располагающийся между дунитами и лейкократовыми норитами; в) нижний горизонт переслаивания, заключенный между дунитами средней зоны и норитовой серией нижней зоны. Мощность ритмических единиц в Златогорском массиве колеблется от 8 до 60 м, а мощность отдельных слоев в ритме — от 0,2 до 20 м. Контакты между ритмами резкие; внутри ритмов чаще наблюдаются постепенные переходы между отдельными разновидностями пород.

Изучение разрезов ритмических единиц (главным образом по керну скважин) показало, что ритмичная слоистость в Златогорском массиве основана не на сортировке минералов по удельному весу или размерам зерен, а обусловлена главным образом сменой ассоциаций минералов кумулуса. Иногда наблюдается выпадение отдельных слоев из разреза ритма. В типичном разрезе ритмической единицы наблюдаются следующие ассоциации минералов кумулуса (снизу вверх): 1) оливин+шпинель; 2) оливин + плагиоклаз + шпинель; 3) оливин + 4 плагиоклаз + бронзит; 4) плагиоклаз + броизит; 5) плагиоклаз + бронзит + моноклинный пироксен. Наблюдается также изменение характера ритмических единиц в вертикальном разрезе расслоенной серии и горизонтов переслаивания. Для нижних ритмических единиц характерно преобладание ультраосновных пород над основными, иногда с полным выпадением верхней, норитовой части (ассоциация плагиоклаз + бронзит). Выше по разрезу мощности как ритмических единиц, так и отдельных слоев в ритмах уменьшаются; ультраосновные и основные породы на таких участках разреза составляют в целом примерно равные объемы. А выше, в верхней части разреза, доля ультраосновных пород в ритме уменьшается, мощности их слоев сокращаются; главную часть разреза здесь составляют уже нориты, габбро-нориты и даже иногда анортозиты.

Скрытая слоистость — термин предложен Уэйджером и Диром для характеристики закономерного изменения состава главных породообразующих минералов, которые вверх по разрезу интрузии обогащаются низкотемпературными составляющими: оливин и пироксены — железистыми компонентами, а плагиоклаз—альбитом. В Златогорском массиве скрытая слоистость хорошо устанавливается в разрезах нижней и средней зон, которые по существу являются единицами этой слоистости. Наиболее показателен разрез нижней зоны, где наряду со сменой минеральных фаз заметно меняется состав породообразующих минералов. В средней зоне последняя особенность выражена слабее.

В настоящее время для расслоенных платформенных интрузий в соответствии с характером первичной магматической слоистости выделяется два типа дифференциации, которые можно назвать «бушвельдским» и «скергордским».

Первый тип дифференциации характеризуется последовательным образованием дифференцированных серий от перидотитов и пироксенитов в нижних частях расслоенных интрузий, через троктолиты и оливиновые нориты к норитам и габбро-норитам в верхних частях. При этом снизу вверх происходит уменьшение содержания анортитовой молекулы в плагиоклазах (от An90 до Аn30-40) с одновременным слабым повышением железистости фемических минералов (оливина, пироксенов). Такая последовательность согласуется с экспериментально выведенной Боуэном концепцией нормального хода фракционной кристаллизации базальтовой магмы. Этот тип дифференциации, «известково-щелочное» направление по Осборну, основную роль в котором играет гравитационно-кристаллизационное фракционирование, характерен в основном для никеленосных перидотит-пироксенит-норитовых интрузий (Бушвельд, Стиллуотер, Маскокс, Мончегорск, Иоко-Довырен в Прибайкалье и др.).

Второй тип дифференциации при сходном механизме образования интрузий (преимущественно кристаллизационно-гравитационном) характеризуется резким увеличением железистости фемических минералов вверх по разрезу при сравнительно умеренном понижении основности плагиоклазов. Это приводит к накоплению в остаточном расплаве железа и титана, что иногда ведет к образованию титаномагнетитовых месторождений. Такой тип дифференциации характерен главным образом для существенно основных (габбро-норитовых, габбро-норит-анортозитовых) интрузий (Скергорд, Цагинская интрузия на Кольском полуострове, Булкинская в Западном Саяне и др.).

Златогорская интрузия отчетливо расчленяется на три зоны: верхнюю, среднюю и нижнюю, каждая из которых характеризуется определенной ассоциацией пород и однородным составом породообразующих минералов (что, собственно, и позволило выделить в структуре массива три дифференцированные зоны). Ассоциации основных и ультраосновных пород для каждой из этих зон были приведены в табл. 21. Каждая из этих ассоциаций пород состоит из ограниченного числа породообразующих минералов, состав которых, судя по их оптическим свойствам, колеблется в каждой зоне в очень узких пределах.

Верхняя зона: плагиоклаз — Аn70-75; ромбический пироксен — P520-25; моноклинный пироксен—диопсид—салит (составляет 5—20% объема пород); оливин (Fa20-22 — присутствует только в основании зоны, в оливи,новых габбро-норитах.

Средняя зона: оливин — Fa10-15 (в дунитах FS7-10); ромбический пироксен — Fs12—17. плагиоклаз — Аn83-90, моноклинный пироксен — диопсид (не 2—3% объема пород).

Нижняя зона: плагиоклаз — АП70-75; ромбический пироксен — Fs20-2525 (не 10—20% объема пород); моноклинный пироксен — диопсид — салит (до 15% объема пород); оливин — отсутствует; появляется только в нижней расслоенной серии.

Донная часть интрузии: плагиоклаз — An65-68; ромбический пироксен — Fs25-28; моноклинный пироксен — 30—40% объема пород; роговая обманка — до 10%.

Значительный эрозионный срез верхней части плутона не позволяет прямо проследить дальнейшую эволюцию минерального состава пород главной интрузивной фазы. В какой-то мере здесь может помочь изучение пород, образовавшихся позже главной фазы интрузии (дополнительная, фаза интрузии, жильный и пегматитовый комплексы), которые позволяют проследить общее направление хода кристаллизации магмы на заключительных стадиях формирования массива.

Породы дополнительной фазы интрузии, жильной и пегматитовой серий независимо от текстурных и структурных особенностей образованы небольшим количеством вполне определенных одних и тех же минеральных ассоциаций, которые, судя по их взаимоотношениям, в закономерной последовательности сменяют друг друга.

Так, минеральная ассоциация — гиперстен Fs30-31, диопсид — салит и лабрадор Аn52-60 — слагает микрогаббро-нориты дополнительной интрузии, диабазы жильного комплекса и габбро-норит-пегматиты — пегматитового комплекса. Эти породы, судя по наличию постепенных переходов к поритам главной интрузивной фазы, формировались вслед за ними.

Следующей по времени формировалась ассоциация, состоящая из салита и андезина, которой сложены полосчатые габбро-диориты, салитовые пироксениты и некоторые габбро-пегматиты. Они образуют тела, секущие породы сложенные вышеуказанной ассоциацией (в частности, микрогаббро), а габбро-пегматиты такого состава в зональных сегрегациях следуют за габбро-норит-пегматитами.

В более поздних образованиях пироксен неустойчив, и главным темноцветным компонентом становится зелено-коричиевая или коричневая роговая обманка, встречаемая обычно совместно с апатитом. Именно такой состав имеют горнблепдит-пегматиты, замещающие салитовые пироксениты, а также мелкозернистые горнблендиты дайкового комплекса. В последних иногда отмечаются зерна плагиоклаза (андезина — лабрадора), а также реликты пироксеиов. По-видимому, одновременно с горнблендитами формировались керсантиты, состоящие из 15—50% биотита, 25—40% коричневой роговой обманки или салита (часто взаимоисключающих друг друга), 10—30% андезина № 44— 50 и 2—3% апатита; и одиниты, сложенные коричневой роговой обманкой и андезином № 46—52 с 6—10% салита.

Горлблендит-пегматиты пересекаются дайками спессартитов. К последним по составу породообразующих минералов близки диорит-пегматиты, состоящие из андезина № 38—45, 5—8% биотита и 1—2% зеленой роговой обманки.

Последними по времени кристаллизовались кислые пегматиты, образующие внутренние части концентрически-зональных габбро-пегматитов, а также жилы, пересекающие все вышеперечисленные породы.

Таким образом, при анализе всех данных по минеральному составу пород Златогорского массива намечается следующая закономерность: наиболее ранние породы, относимые к главной фазе интрузии (за исключением донной зоны), характеризуются максимальной магнезиальностью темноцветных минералов, значительным преобладанием ортопироксена над клинопироксеном, максимальной основностью плагиоклаза. Дальнейшая кристаллизация расплава шла различными путями, но при этом последовательно возникали близкие по составу минеральные ассоциации: ортопироксен, диопсид-салит, лабрадор (микрогаббро- и микрогаббро-нориты, диабазы, габбро-норит- и габбро-пегматиты): салит и андезин-лабрадор (полосчатые габбро-диориты, салитовые пироксениты, габбро-пегматиты); зелено-бурая роговая обманка (или биотит), андезин-лабрадор и апатит (горнблендит-пегматиты, жильные горнблеидиты, керсантиты); андезин и зеленая роговая обманка (спессартиты, диорит-пегматиты); ортоклаз и кварц (кислые пегматиты).

Эволюцию минерального состава пород массива можно представить в виде двух одновременно действующих рядов: 1) прерывистого ряда: магнезиальный оливин — ромбический пироксен — моноклинный пироксен — роговая обманка, биотит; и 2) непрерывного плагиоклазового ряда: битовнит — лабрадор — андезин, с завершением процесса кристаллизации образованием пород, близких к кварц-ортоклазовой эвтектике (кислых пегматитов). В связи с этим интересно проследить ход процесса дифференциации магмы для Златогорского массива с помощью графического изображения закономерного изменения состава горных пород по тому способу, как это сделано Н.А. Елисеевым для Мончегорского плутона. На рис. 66 воспроизведена диаграмма Н.А. Елисеева, представляющая собой проекцию на плоскость тетраэдра четырехкомпонентной системы: окись кальция — глинозем — кремнезем — сумма окиси магния и железа. Тетраэдр, лежащий одним ребром на плоскости, проектируется на эту плоскость так, что все его грани в проекции являются равнобедренными треугольниками, а сам тетраэдр в такой проекции превращается в квадрат. На эту проекцию нанесены точки анализов горных пород Мончегорского плутона. Здесь же по тому же принципу построена диаграмма — модель хода кристаллизации магмы для Златогорской интрузии. Исключительное сходство обеих диаграмм говорит не только о близости хода дифференциации магмы в том и другом массиве. Точки анализов на обеих диаграммах, расположенные в виде закономерной узкой полосы, ясно намечают линию дифференциации магмы или линию продуктов кристаллизации магматического расплава, охватывающих разнообразные горные породы, начиная от анхимономинеральных дунитов через группу норитов и габбро-норитов и кончая породами, приближающимися по составу к кварц-ортоклазовой эвтектике; последние в Мончегорском массиве представлены гранофирами, а в Златогорском массиве — группой кислых пегматитов. Таким образом, намечается общая эволюция формирования Златогорской интрузии, заключающаяся в том, что в первую очередь кристаллизовались фазы с наибольшими концентрациями MgO и CaO, что вызывало обогащение более поздних порций расплава кремнеземом, щелочами и отчасти железом и, в конечном итоге, привело к образованию кислого остатка, близко отвечающего кварц-ортоклазовой эвтектике.

Интересно отметить, что Златогорский массив по внутреннему строению и составу слагающих его пород имеет также явное сходство со сложно-дифференцированным Бушвельдским плутоном. Последний, по данным Холла, Вагнера и др., образовался в один этап внедрения магмы, а его стратификация была обусловлена главным образом гравитационной дифференциацией в интрузивной камере. Бушвельдский плутон в результате сложных процессов дифференциации разделяется на ряд зон, сходных с зонами Златогорского массива. Самую нижнюю часть плутона составляют мелкозернистые габбро и габбро-нориты, которые Холл назвал «основной быстро охлажденной фазой мелкозернистого диабазового норита», Нетрудно видеть, что аналогом этих пород являются наши мелкозернистые габбро и габбро-нориты донной части Златогорского массива, которые именно и следует рассматривать как «основную быстро охлажденную фазу». В табл. 28 приведен химический состав этих мелкозернистых донных габбро Златогорского массива и составы пород закаленных фаз некоторых известных первично расслоенных интрузий. Как видно из этой таблицы, габброиды донных частей Златогорского массива, Бушвельда, Стиллуотера и Скергорда в отношении химизма оказываются практически идентичными.

Далее по разрезу Бушвельдского лополита идет «переходная зона» Холла, состоящая из бронзитового норита с узкими зонами темного пироксенита. С этой «переходной зоной» Бушвельда хорошо сопоставляется нижняя зона Златогорского массива (если исключить ее нижнюю расслоенную серию), также состоящая из норитов с редкими прослоями плагиоклазовых пироксенитов.

На переходной зоне в Бушвельдском плутоне залегает мощная (1500—1800 м) и сложно построенная дифференцированная или «критическая» зона, недавно дополнительно охарактеризованная в статье Е. Камерона. Термин «критическая зона» в Бушвельде применяется к высоко дифференцированной серии пород, залегающих между переходной зоной и главным норитовым поясом (до «рифа Меренского» включительно). Критическая зона, согласно данным Холла и Камерона, характеризуется частой перемежаемостью слоев норита, пироксенитового норита (плагиоклазового пироксенита. — Н.М.), бронзитита, анортозита, троктолита и гарцбургита (баститового серпентинита). Наличие переходных разностей между этими слоями доказывает, по мнению Е. Камерона, дифференциацию охлаждающейся магмы. В основании некоторых слоев наблюдаются пластообразные залежи хромита. Отмечаются как резкие, так и постепенные контакты между отдельными слоями. Встречающиеся апофизы и включения одних пород зоны в других в общем плане не нарушают правильной ритмичной слоистости, а лишь указывают на интрузивную природу всей серии пород. Едва ли нужно доказывать удивительно близкое сходство в строении и составе пород критической зоны Бушвельдского комплекса и средней дифференцированной зоны Златогорского массива.

Выше критической зоны в Бушвельдском плутоне лежит очень мощная (2400 м) толща преимущественно недифференцированных основных пород — «Главный норитовый пояс Холла», состоящая из равномернозернистого диаллагово-бронзитового норита (габбро-порита. — И.М.) с очень слабо проявленной дифференциацией. Исключением является самая верхняя часть этого Главного пояса, заключающая в себе большие слоеобразные выделения титанистого железняка, ассоциирующегося с полосами лабрадорового анортозита. Опять-таки очевидно, что наша верхняя зона Златогорского массива, представленная среднезернистыми габбро-норитами и меланократовыми оливиновыми габбро-норитами, может быть сопоставлена с нижней половиной Главного пояса Бушвельда. Самая верхняя часть Златогорской интрузии уничтожена денудацией. He исключено, что здесь также могли быть развиты лейкократовые габброидные и сиенитовые типы пород, аналогичные тем, которые слагают верхнюю зону Бушвельдского комплекса.

Обычный разрез расслоенных интрузий с обогащением нижних частей оливином и пироксенами, а верхних — плагиоклазом вплоть до появления анортозитов, на первый взгляд свидетельствует о простом гравитационном осаждении и всплывании кристаллов в магматической камере. Однако часто наблюдаемое в этих массивах (Бушвельд, Злато-горка) переслаивание основных и ультраосновных пород, колебания их удельного веса и минерального состава не укладываются в рамки такого простого предположения. Поэтому для объяснения этих особенностей обычно привлекаются различные дополнительные факторы. В настоящее время существует несколько гипотез о происхождении первичной расслоенности массивов основных и ультраосновных пород. Одни исследователи объясняли ее возникновение расслаиванием кристаллизующейся магмы в процессе выполнения камеры плутона. Другие петрологи для объяснения многократного переслаивания пород различного состава привлекали механизм конвекционных токов. По представлениям этих авторов, охлажденные у кровли и боковых стенок участки магмы и участки, содержащие зародыши кристаллов, тяжелее горячей неохлажденной магмы. Поэтому они будут опускаться на дно магматической камеры. Сортировка кристаллов будет происходить во время растекания этих потоков по дну камеры.

Однако, как показал Е. Джексон, при формировании комплекса Стиллуотер (Монтана) течения магмы не играли существенной роли ни в транспортировке, ни в осаждении минералов. Для объяснения происхождения ритмичной слоистости в этом массиве он предложил гипотезу «разноглубинной конвекции». Принимая адиабатический градиент 0,3° на километр, а градиент точки плавления 3° на километр, Е. Джексон пришел к выводу, что в интрузии повышение точки плавления с глубиной должно быть в 10 раз больше увеличения температуры расплава. Из этого следует, что кристаллизация должна начаться у дна массива, как только пройдут закалочные явления у контактов. Формирование ритмичной слоистости Е. Джексон связывал с периодическим прекращением кристаллизации из-за выделения скрытой теплоты кристаллизации.

С совершенно других позиций подошел к объяснению механизма формирования ритмичной слоистости А.А. Ярошевский. По его представлениям, при кристаллизации интрузий возникает такое же сочетание условий, как при зонной плавке, т. е. происходит накопление легкоплавких компонентов перед фронтом кристаллизации. На примере эвтектики анортит—диопсид А.А. Ярошевский показал, что в слое жидкости, примыкающем к фронту кристаллизации, раньше достигаются эвтектические соотношения и начинается совместная кристаллизация двух фаз. Однако оставшаяся часть расплава имеет исходный состав и поэтому после затвердевания эвтектической зоны вновь начнется кристаллизация избыточного компонента. Существенным условием появления ритмичности является то, что скорость выравнивания состава расплава должна быть близка к скорости затвердевания. Чем медленнее идет кристаллизация или чем быстрее перемешивается расплав, тем больше мощность отдельных зон и меньше число ритмов на единицу расстояния по разрезу интрузии. В таком виде высказанная гипотеза в рассматриваемом нами случае не объясняет эволюции ритмичной слоистости в пределах горизонтов переслаивания, а также механизма кристаллизации всей интрузии, поскольку зоны ритмичного переслаивания составляют в общем небольшую часть Златогорской интрузии и наблюдаются только в определенных частях ее разреза. Таким образом, в настоящее время не существует единой универсальной теории формирования расслоенных интрузий и в каждом конкретном случае механизм дифференциации требует своего специального рассмотрения.

Для понимания механизма формирования внутренней структуры Златогорского массива необходимо иметь в виду, что он представляет собой огромную «отливку» базальтового расплава, застывавшую среди гнейсов и амфиболитов, которые являлись «формой» для интрузии. Из теории затвердевания известно, что процесс кристаллизации сплавов (расплавов) типа твердых растворов и эвтектических смесей «начинается продвижением от стенок формы внутрь отливки волны образования центров кристаллизации, или волны начала затвердевания, соответствующей изотерме ликвидуса (или, в случае значительного переохлаждения расплава, несколько ниже расположенной изотерме); через некоторое время другая волна конца затвердевания, соответствующая изотерме солидуса (или концу эвтектической температурной остановки при эвтектических сплавах), начинается у стенок формы и движется вслед за первой волной начала затвердевания по направлению к центру отливки. Таким образом, в каждой точке отливки затвердевание начинается тогда, когда через нее проходит волна образования центров кристаллизации, и заканчивается, когда до этого места доходит волна конца затвердевания. Поэтому при затвердевании сплава типа твердого раствора существуют, вообще говоря, три отдельные зоны: полностью жидкая зона, окружающая тепловой центр отливки; зона твердого металла у стенок формы и область частичного затвердевания между жидкой и твердой зонами».

По аналогии, в кристаллизующейся интрузии также можно выделить три зоны: 1) полностью жидкую, 2) полностью затвердевшую и 3) зону частичного затвердевания («зону кристаллизации»). Естественно, что форма этих зон будет определяться формой поверхности ликвидуса и солидуса. Как показал Р.У. Раддл, при затвердевании расплавов такого типа изотермы не повторяют контуров стенок формы; они обычно довольно плоские и слегка вогнуты по отношению к центру отливки. Естественно, что такую же форму будут иметь зона кристаллизации и уже затвердевшая часть интрузии, поскольку их положение полностью определяется формой изотерм, центроклинально падающих в краевых частях массива и выполаживающихся в ее центральных частях.

Однако сказанное полностью справедливо только для затвердевшей части интрузии, форма которой определяется изотермой солидуса. Но полужидкая зона кристаллизации, естественно, будет стремиться занять наиболее гравитационно устойчивое положение, при котором ее поверхность представляла бы собой плоскость. Это приведет к двум последствиям: 1) мощность одновременно кристаллизующихся пород будет максимальной в центральной части массива и минимальной — на его периферии; 2) породы периферических частей массива должны быть обогащены интерстициальным материалом, поскольку кристаллы кумулуса будут иметь тенденцию перемещаться во внутренние части массива; 3) минералы кумулуса в периферических частях массива должны быть несколько обогащены легкоплавкими составляющими по сравнению с теми же минералами и в том же слое в центральной части массива; это связано с тем, что кристаллы первых этапов выделения переместятся во внутренние части интрузии, а в периферических частях смогут сохраниться лишь минералы заключительных этапов кристаллизации. По-видимому, этими обстоятельствами и объясняется повышенное количество интерстициального диопсида и повышенная железистость бронзита в норитах скв. 46 по сравнению с норитами центральных частей массива (скв. 49), а также наличие здесь многочисленных прослоев плагиоклазовых бронзититов, не характерных для периферических частей массива (скв. 46).

Для выяснения механизма формирования слоистости Златогорского массива необходимо знать по крайней мере следующее: 1) состав исходной магмы; 2) теоретически ожидаемую последовательность выделения минеральных ассоциаций; 3) термодинамические условия кристаллизации (температура, давление) и 4) плотность расплава.

Состав исходной магмы в настоящее время можно определить по химизму эндоконтактовых мелкозернистых пород, представляющих по существу закаленную фазу интрузии. В Златогорском массиве закаленная фаза представлена мелкозернистыми габбро-норитами донной части интрузии. В табл. 28 приведен химический состав этих пород и составы пород закаленных фаз некоторых известных расслоенных интрузий. Как видно из таблицы, габброиды донных частей (закаленных краевых недифференцированных зон) Бушвельда, Стиллуотера, Скергорда, Маскокса, Мончегорского и Златогорского массивов в отношении химизма оказываются практически идентичными; их валовый состав показывает, что родоначальная магма этих интрузий имела состав, близкий к толеитовому базальту или оливиновому толеиту.

В случае равновесной кристаллизации, при дальнейшем понижении температуры состав жидкости должен перемещаться по дивариантной поверхности форстерит-шпинель (при одновременной кристаллизации этих минералов) до встречи с моновариантной линией форстерит-шпинель-анорит (рис. 67). При перемещении состава жидкости вдоль этой линии шпинель как метастабильная фаза должна растворяться, а форстертит и анортит — кристаллизоваться. И, наконец, в точке E совместно кристаллизуются анортит, форстерит и диопсид до полного израсходования жидкости. Однако в случае фракционной кристаллизации последовательность будет иной. Осборн и Тайт рассматривают этот вариант в системе диопсид—форстерит—анортит—двуокись кремния (см. рис. 67). После того как здесь начинают кристаллизоваться форстерит и шпинель, состав жидкости уходит с передней плоскости в объем тетраэдра и перемещается в направлении к моновариантной кривой An—Fo—Sp. Если шпинель будет удаляться из расплава (например, в случае гравитационного фракционирования), то состав жидкости покинет моновариантную кривую и следуя по дивариантной поверхности форстерит-анортит (при кристаллизации этих минералов) достигнет второй моновариантной линии (An—Py—Fo), на которой совместно с Fo и An начнет кристаллизоваться пироксен. В случае отсутствия взаимодействия жидкости со шпинелью и форстеритом, состав жидкой фазы покинет моновариантную линию An—Py—Fo и перемещается вдоль дивариантной поверхности анортит—пироксен (при одновременной кристаллизации этих минералов) до встречи с моновариантной линией Аn—Py—Si. При дальнейшем охлаждении наряду с анортитом и пироксеном кристаллизуется двуокись кремния вплоть до полного исчезновения жидкости. Таким образом, при фракционной кристаллизации здесь должны последовательно возникать следующие ассоциации: 1) форстерит + шпинель; 2) форстерит+шпинель + анортит; 3) форстерит + пироксен + анортит; 4) пироксен + анортит; 5) пироксен + анортит + кварц.

Именно такие ассоциации минералов кумулуса, образующих отдельные слои, и в той же последовательности характерны для единиц ритмичной слоистости в Златогорском массиве, за исключением того, что свободная кремнекислота не входит в минеральные ассоциации пород главной интрузивной фазы, а остается в остаточном расплаве и фиксируется отдельно в виде кварца в сегрегациях и жилах кислых пегматитов.

Термодинамические условия кристаллизации определялись исходя из минеральных ассоциаций в породах Златогорского массива. Как следует из экспериментальных работ Грина и Рингвуда, указанная выше последовательность минеральных ассоциаций возможна лишь при давлениях, не превышающих 6,7 кбар. С другой стороны, совместная кристаллизация оливина и ромбического пироксена, фиксируемая в оливиновых норитах и плагиоклазовых гарцбургитах, возможна лишь при давлениях выше 5 кбар. Эти данные позволяют определить, что кристаллизация Златогорского массива происходила под давлением около 6 кбар, что соответствует литостатическому давлению на глубине 15—18 км. По-видимому, в данном случае можно говорить именно о глубине формирования массива, поскольку кристаллизация расслоенных интрузий этого типа происходит в консолидированных участках земной коры, при отсутствии существенных стрессовых напряжений.

Температура ликвидуса оливинового толеита, по данным Иодера и Тилли, близка к 1245° С (при давлении 1 атм). Отсутствие гломеропорфировых выделений в породах закаленной фазы Златогорского массива свидетельствует о том, что магма была гомогенной и не содержала кристаллов, выделившихся во время ее подъема (в интрателлурическую фазу). Следовательно, температура магмы была выше температуры ликвидуса, т. е. составляла не меньше 1250° С. С учетом градиента точки плавления (3 град/км), исходя из вероятной глубины формирования массива, температура магмы должна была быть не меньше 1300°.

Представляет интерес также температура вмещающих пород, служивших рамой для интрузии. По современным представлениям величина температурного градиента зависит главным образом от теплопроводности пород. Поскольку вмещающими породами Златогорского массива являются кристаллические сланцы, гнейсы и кварциты, для них можно принять геотермический градиент 21 град/км. При таком градиенте на глубине 18±3 км породы должны иметь температуру 378±63°С. Таким образом, перепад температур между расплавом и вмещающими породами составлял свыше 900°, что должно было способствовать широкому развитию закалочных явлений.

Плотность расплава имеет важное значение для поведения кристаллизующихся минералов. Если оливин, пироксены и шпинелиды заведомо тяжелее расплава, то плотность плагиоклаза приближается к плотности расплава. В том случае, когда плагиоклаз легче расплава, он будет всплывать, существенно меняя общую картину затвердевания интрузии. Плотность расплава определялась по плотности закаленной фазы (донных мелкозернистых габбро-норитов), которая при 20° С составляет 2,88 г/см3 (определение Центральной лаборатории Северо-Западного геологического управления). Судя по результатам, полученным Э.Б. Дэна при изучении диабазов Вайкел-Хэви и М.П. Воларовичем и А.А. Леонтьевой по базальтам Закавказья, расплавленные диабазы и базальты с плотностью в кристаллическом состоянии 2,88 г/см3 при 1250° С переходят в расплав с плотностью 2,63—2,64 г/см3. Плотность битовнита, выделяющегося из. расплава первым, при 1250° С составляет 2,685 г/см. Таким образом, плагиоклаз должен быть тяжелее расплава на 0,045—0,055 г/см3. Следовательно, все выделяющиеся ассоциации минералов кумулуса, включая и плагиоклаз, будут фиксироваться на дне магматической камеры.

Исходя из всего рассмотренного выше, схему кристаллизации Златогорского массива можно представить себе следующим образом.

Сразу же после заполнения магмой интрузивной камеры, вдоль всей поверхности последней происходят закалочные явления — образование мелкозернистых габбро-норитов. Появление в приконтактовых зонах интрузии именно этой ассоциации связано с тем, что в условиях сильного переохлаждения волна начала кристаллизации соответствует изотерме, располагающейся ниже изотермы ликвидуса и близко к изотерме солидуса. В связи с этим можно ожидать появления метастабильных субсолидусных ассоциаций. Такая сближенность изотерм, естественно, препятствует процессам дифференциации (особенно кристаллизационно-гравитационной), в связи с чем состав кристаллизующихся здесь пород и рассматривается как близкий к составу исходной магме. После образования теплоизоляционной корки мелкозернистых пород начинается стабилизация условий кристаллизации. При этом отмечается подъем волны начала кристаллизации к своему нормальному положению — изотерме ликвидуса. Это хорошо фиксируется в разрезе скв. 47 — если в мелкозернистых габбро-норитах трудно говорить об осажденной и интерстициальной фазах, то уже в пироксенитах верхней части донной зоны бронзит отчетливо является осажденным минералом. Еще выше появляется плагиоклазовый гарцбургит, затем гарризит, который постепенно переходит в мощный горизонт оливинитов, наблюдаемый в основании расслоенной серии нижней зоны. В этом же направлении (снизу вверх) идет увеличение размера зерен—от мелкозернистых в основании до среднезернистых вверху. Иными словами, между донными мелкозернистыми габбро-норитами и оливинитами расслоенной серии наблюдается как бы перевернутый ритм, где последовательность ассоциаций обратная по сравнению с обычной. Начиная с нижнего горизонта оливинита условия кристаллизации становятся близкими к равновесным, и последовательность выделения минеральных ассоциаций отвечает теоретически ожидаемой.

Процесс формирования нижней зоны начался после того, как прошли закалочные явления у контактов и волна начала кристаллизации стала соответствовать изотерме ликвидуса. Кристаллизация сопровождалась гравитационным осаждением выделяющихся кристаллов на дно магматической камеры. Постоянное удаление из расплава кристаллизующихся минеральных фаз приводило к изменению состава расплава и соответственно к смене минеральных ассоциаций. Временами скорость передвижения фронта кристаллизации уступала скорости конвекции, и кристаллизация временно прекращалась, чтобы начаться снова после выравнивания состава и температуры расплава. В результате таких остановок происходило формирование ритмичной слоистости, характерной для расслоенной серии нижней зоны. После того как состав расплава изменился настолько, что из него перестали выделяться шпинель и оливин, расплав вступил в область совместной кристаллизации плагиоклаза и бронзита. Поскольку скорость эволюции состава расплава на этом этапе была постоянной (не было смены ассоциаций), формировалась мощная однородная норитовая серия

По-видимому, ко времени окончания кристаллизации нижней зоны произошло объединение систем конвекции. Расплав, оставшийся после формирования нижней зоны, должен был быть обогащен CaO и Al2O3, поскольку широко распространенные в породах зоны ромбический пироксен и оливин практически не содержат этих окислов. Формирование нижней серии лейкократовых пород и нижнего горизонта переслаивания происходило, очевидно, при смешивании этого остаточного расплава с горячим расплавом из внутренних частей интрузии, изолированных от вмещающих пород уже очень мощной двойной теплоизоляционной «корой» донной и нижней зон интрузии. Указанная часть разреза интрузии отнесена к средней зоне условно, по-видимому, ее целесообразно выделить в качестве самостоятельной переходной зоны. Мощность этой зоны должна была определяться количеством остаточного расплава.

Начиная с дунитов, разрез средней зоны напоминает разрез нижней зоны, во всяком случае последовательность выделения минеральных ассоциаций та же, только они представлены более высокотемпературными разновидностями — главным образом оливином, близким к форстериту, и плагиоклазом, близким к анортиту. Кристаллизация средней зоны происходила в условиях очень медленного охлаждения, что способствовало широкому развитию процессов дифференциации. Все породы средней зоны состоят из одних и тех же трех пародобразующих минералов: магнезиального оливина, слабо железистого ромбического пироксена (бронзита) и очень основного плагиоклаза (битовнита), находящихся в различных количественных соотношениях — от анхимоно-минеральных разновидностей пород: дунит, бронзитит, анортозит, до би- и полиминеральных — гарцбургит, плагиоклазовый перидотит, плагbоклазовый пироксенит, троктолит, норит, оливиновый царит. Очень характерной особенностью пород средней зоны является их крупная кристалличность, не свойственная породам других зон массива. Эта особенность, наряду с высокой степенью идиморфизма минералов кумулуса, обусловившей развитие панидиоморфнозернистых и норитовых структур (где зерна минералов обычно мало вдаются друг в друга, лишь примыкая один к другому своими гранями), свидетельствует о наиболее благоприятных условиях кристаллизации, когда зерна минералов свободно росли во взвешенном состоянии и только потом поступали в область аккумуляции, погружаясь в остающемся расплаве. Кристаллизация магмы в таких условиях, наряду с гравитационным фракционированием выделившихся кристаллов и их течением под влиянием конвекционных токов, привела к формированию сложнодифференцированной, псевдостратифицированной средней зоны массива.

Однако только этими причинами невозможно объяснить всю сложность строения средней зоны, В частности, наиболее трудным пока для объяснения является происхождение мощного центрального дунитового тела. Возможно, что формирование этой зоны и всей интрузии в целом хотя и происходило в общем плане по указанной схеме, но не сразу во всем объеме интрузии. При этом в теле интрузии, в силу особых условий, имело место образование отдельных изолированных или сообщающихся между собой камер, в которых кристаллизация магмы шла несколько иными путями. В частности, альтернативой здесь может служить известная гипотеза Фогта, согласно которой ранее образованные кристаллы, оседая под влиянием силы тяжести, могут вновь раствориться в нижележащем слое магмы, результатом чего являются «протообогащенные» (proto-cnriching) магматические фракции, при застывании кристаллизующиеся как анхимономинеральные породы.

Возможно, что нечто подобное такому процессу «протообогащения» и явилось причиной образования центрального дунитового тела средней зоны. He исключено также, что образование анхимономинеральных дунитов было связано с процессами адкумулатного разрастания зерен минералов кумулуса в интерстициальном расплаве. В пользу этого свидетельствуют сложная, иногда лапчатая форма соприкасающихся краев зерен оливина, а также зональность оливиновых зерен с обогащенной железом периферической зоной.

Строение верхней зоны массива, являющейся естественным продолжением разреза средней зоны, не представляет особых затруднений для объяснения, хотя состав пород этой зоны нам известен только частично. Здесь мы наблюдаем обычную для верхних зон расслоенных интрузий слабую дифференциацию, результатом которой явилось разделение зоны на две части: нижнюю — оливиновых габбро-норитов и верхнюю — габбро-норитов. Кристаллизация этой зоны происходила в условиях продолжающегося снижения температуры, о чем свидетельствуют ассоциации пород с более железистыми темноцветными минералами и более кислыми плагиоклазами.

Таким образом, из сказанного можно сделать следующие заключения:

1) кристаллизация интрузии происходила от подошвы к кровле;

2) процесс застывания интрузии был прерывистый; кристаллизация каждой из зон начиналась после почти полной консолидации нижележащей зоны. При этом магма во внутренних частях интрузии сохраняла свою высокую температуру, и благодаря меньшему переохлаждению, ассоциации средней зоны более высокотемпературные, чем в кристаллизовавшейся раньше нижней зоне;

3) магма, из которой происходило осаждение кристаллов у дна камеры, была застойной в процессе осаждения кристаллов, и магматические течения существенно не влияли ни на транспортировку, ни на отложение таких кристаллов;

4) вертикальная последовательность слоев соответствует порядку кристаллизации магмы;

5) осаждение минералов из расплава было непрерывным в течение образования отдельных слоев и ритмов, но прерывалось между ними;

6) разрез массива в целом представляет растянутую по вертикали последовательность продуктов кристаллизации толеитового расплава, выделявшихся в процессе кристаллизации интрузии in situ и осаждавшихся на постепенно поднимающееся дно магматической камеры.

Эти выводы очень близки к выводам Джексона по массиву Стиллуотер, что свидетельствует о сходном механизме образования обеих интрузий.

Анализ имеющихся данных по петрологии Златогорской интрузии позволяет заключить, что породы всех ее дифференцированных зон образовались в результате одноактного внедрения магмы основного состава и последующих процессов ее гравитационно-кристаллизационной дифференциации в камере плутона. К дополнительной интрузивной фазе, следовавшей уже после консолидации пород главной интрузивной фазы, относятся только небольшие секущие тела микрогаббро и полосчатых мелкозернистых габбро-диоритов. Окончательно завершился интрузивный процесс внедрением дайковых пород и формированием из остаточных расплавов разнообразных пегматитовых образований, особенности строения, состава и генезиса которых были рассмотрены выше.

Сульфидная медно-никелевая минерализация. Присутствие медно-никелевых сульфидов в породах Златогорского массива было известно еще первым его исследователям, и этот массив давно уже рассматривался как потенциальный источник сульфидного никеля- Первоначально считалось, что сульфидная минерализация в Златогорском массиве, как и во всех месторождениях сульфидных медно-никелевых руд, связана с ликвидацией в раннюю стадию кристаллизации магмы. Предположение о гидротермальной природе сульфидной минерализации Златогорского массива впервые высказал И.И. Бок. Однако его взгляды принципиально отличаются от принятых сейчас представлений о гидротермальном генезисе сульфидного медно-никелевого оруденения в расслоенных ультраосновных и основных интрузиях. Согласно последним представлениям, никель не принимал участия в образовании первичных магнезиальных силикатов, возникавших в раннюю стадию кристаллизации магмы, и не концентрировался в процессе ликвидации магмы, а целиком оставался вместе с летучими (хлором, водой, сероводородом, углекислотой) в остаточных продуктах кристаллизации магматического расплава — в гидротермальных растворах. В отличие от этой точки зрения, И.И. Бок, рассматривая Златогорский массив не как платформенную интрузию, а как интрузию, образовавшуюся в геосинклинальной зоне, считает, что сульфидная минерализация в этом массиве не имеет ничего общего с сульфидной медно-никелевой минерализацией, распространенной в платформенных интрузиях. Он предполагает, что сульфиды никеля в Златогорском массиве образуются за счет изначального содержания этого элемента в магнезиально-силикатных породах массива и за счет привнесенной в гидротермах «агрессивной серы», которая извлекает никель и другие «халькофилы» из решеток силикатов и образует новые кристаллические решетки сульфидов. Развивая эту идею дальше, И.И. Бок приходит к отрицательному заключению о перспективах никеленосности Златогорского массива, ибо при таком образовании «вторичных аутигенно-реакционных сульфидов» «...никакого обогащения никелем по сравнению с обычным его кларком для гипербазитов-габброидов не происходит», а меняется только форма минерализации никеля, который из рассеянной петрогеиной (силикатной. — Н.М.) формы переходит в более концентрированную сульфидную форму. Однако согласиться с такой точкой зрения при современном состоянии знаний геологии и минералогии сульфидных медноникелевых месторождений мы не можем. Приуроченность сульфидной медно-никелевой минерализации с характерной ассоциацией минералов к сложно дифференцированному расслоению платформенному массиву ультраосновных и основных пород заставляет скорее предполагать ликвационное или гидротермальное ее происхождение, а не гидротермально-автометасоматическое, как считает И.И. Бок. Кроме того, если для никеля еще и можно в какой-то мере допустить извлечение его из магнезиальных силикатов «агрессивной серой», то невероятность существования «силикатной меди» в ультраосновных породах совершенно очевидна!

Работами последних лет на Златогорском массиве с применением больших объемов колонкового бурения установлено, что почти все разновидности основных и ультраосновных пород несут здесь сингенетическую медно-никелевую сульфидную минерализацию в виде рассеянной вкрапленности пирротина, пентландита, халькопирита и иногда пирита. Было установлено также, что эта вкрапленность в вертикальном разрезе интрузии распространена неравномерно. Наиболее интересными и перспективными в отношении сингенетической сульфидной минерализации оказались ультраосновные дифференциаты: перидотиты и пироксениты нижней расслоенной серии и дуниты центрального тела средней зоны, где наряду с никелистым пирротином и халькопиритом установлен пентландит.

В ультраосновных породах Златогорского массива, помимо вкрапленной сингенетической минерализации медно-никелевых сульфидов, наблюдается и эпигенетическая минерализация в виде тончайших жилок и пленок пирротина, халькопирита и пентландита по трещинам и плоскостям скольжения. Особенно часто такая эпигенетическая минерализация наблюдалась в сильно серпентинизированных и карбонатизированных ультраосновных породах нижней расслоенной серии, вскрытых скв. № 47. Так, на глубине 250 м этой скважиной была пересечена небольшая жила диорит-пегматита, в лежачем зальбанде которой и во вмещающем серпентинизированном гарцбургите были встречены жилки сплошных сульфидов (пирротин, пентландит, халькопирит) толщиной в 1—2 мм. Здесь же наблюдались тонкие жилки магнетита. Ниже этой скважиной было пересечено еще несколько маломощных жил диорит-пегматитов и горнблендит-пегматитов, около которых также наблюдались участки прожилков-вкрапленной эпигенетической сульфидной минерализации, при этом скопления сульфидов были встречены и в самих горнблендит-пегматитах. На глубине 320 м скважина пересекла небольшую оруденелую зону мощностью около 40 см, представленную карбонатизированными апоперидотитовыми серпентинитами, интенсивно насыщенную короткими и тонкими (1—2 мм) жилками никелистого пирротина. Наконец, на глубине 460 м скважиной вскрыты плагиоклазовые перидотиты с топкими прожилками биотига, которые по простиранию переходят в еще более тонкие прерывистые сульфидные жилки. Конечно, эти проявления убогой эпигенетической минерализации сами по себе практической ценности не имеют, но они вполне определенно свидетельствуют о том, что образование медноникелевых сульфидов происходило и в послемагматическую стадию становления Златогорского массива. Несомненно, что послемагматические флюиды и растворы несли с собой соединения железа, никеля и меди, которые они откладывали в виде сульфидов по тонким трещинкам в серпентинизированных перидотитах и других гидротермально измененных породах нижней расслоенной серии.

Следовательно, при определении перспектив никеленосности Златогорского массива необходимо иметь в виду возможность обнаружения не только сингенетических вкрапленных сульфидных руд (которые, кстати, никогда не бывают особенно богатыми по содержанию металлов), но и возможность обнаружения сплошных сульфидных руд.

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: