«Кочумдекский контактовый ореол спуррит-мервинитового метаморфизма: минералогия, геохимические особенности, история становления»

ГЛАВА 1. Краткий очерк геологического строения района работ
Тунгусская синеклиза – классический регион проявления высокотемпературного контактового метаморфизма (Соболев, 1935; Ревердатто, 1970; Kerick, 1991; Grapes, 2011). Внедрение пермо-триасовых траппов в палеозойский осадочный чехол здесь повсеместно сопровождалось метаморфическим, метасоматическим и гидротермальным изменением вмещающих осадков. Контактово-метасоматические ореолы различны по масштабам, типам зональности, минеральному составу и рудоносности (Туровцев, 2002; Алексеенко, 2010; Egorova, Latypov, 2013). На контактах с дифференцированными интрузиями, отличавшимися высокой флюидонасыщенностью, преимущественно развивались скарны и кальцифиры. Со слабо дифференцированными силлами, напротив, связаны интенсивные контактово- метаморфические преобразования уровня пироксеновых и роговообманковых роговиков при незначительном развитии метасоматитов. Проявления метаморфизма спуррит-мервинитового уровня исключительно редки. К их числу принадлежит Кочумдекский полизональный ореол, расположенный на р. Кочумдек (правый приток р. Подкаменной Тунгуски, 62o27 ́54.59 ́ ́ N, 91o55 ́42.99 ́ ́E). Он приурочен к верхнему контакту дифференцированного траппа кузьмовского комплекса (νβT1kz) и мергелистых известняков нижнекочумдекской подсвиты (S1kč + rs). Суммарная мощность осадочной толщи (S-T1), залегавшей над Кочумдекским траппом в момент его внедрения в раннем триасе, составляла 700 м, что соответствует давлению ~ 200 бар (Ревердатто, 1964; Перцев, 1977). Температура магмы в момент внедрения силла составляла не менее 1200 °C (Сокол и др., 2019 а). Разрез высокотемпературных мраморов (мощностью до 3.0 м) сохранился в провесах кровли траппового тела и был прослежен в полосе ~1.5км вдоль контакта с траппом. Его характеризует отчетливая вертикальная минералогическая зональность, отражающая высокий температурный градиент (Рис. 1). Прерывистая зона скарнирования (зона 1) мощностью до 3 см приурочена к контакту с силлом. Пиковые температуры (T ≥ 925°C) достигались в зоне геленит-спуррит- мервинитовых мраморов (зона 2; до 0.5 м от контакта). В спуррит-монтичеллитовых мраморах (зона 3) мервинит сохранился только в виде реликтов (T ≥ 875°C; 1.0-1.5 м). Зону 4 слагают мелилит-тиллеит-волластонитовые мраморы (T ≥ 725°C; 1.5-2.8 м).
ГЛАВА 2. Материалы и методы исследования
Аналитические исследования проведены в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) и в Южно-Уральском федеральном научном центре минералогии и геоэкологии (ЮУ ФНЦ МиГ УрО РАН, г. Миасс). Количественный рентгенофазовый анализ пород выполнен на дифрактометре SHIMADZU XRD-6000. Макроэлементный состав пород определен методом атомной эмиссии на атомно-эмиссионном
Рисунок 1. Схематический разрез Кочумдекского контактового ореола. Температурные реконструкции по данным парагенетического анализа (для PCO2 = 0.3-0.4 Pобщ). Цветом выделены участки пробоотбора. Вертикальная ось – расстояние от контакта с траппом (м).
спектрометре с индуктивно связанной плазмой IRIS Advantage, а
их микроэлементный состав – методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой на спектрометре Agilent 7700x. Содержания в породах H2O, CO2, S, SO3, Cl, определены методом «мокрой химии». Растворением известняков и мраморов в 3.4 M CH3COOH при нормальных условиях были получены и затем проанализированы выщелочки, характеризующие карбонатную составляющую пород. Изучение микроморфологии и химического состава минералов проведено электронно-зондовым методом на сканирующем микроскопе MIRA3-LMU с системой микроанализа AZtec Energy Xmax-50+. Определение состава минералов выполнено на микроанализаторах Camebax-Micro JXA-8100 и JXA-8230. Микроэлементный состав акцессорных фаз определен методом лазерной абляции на масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой Agilent 7700x с лазерной приставкой New Wave Research UP-213. Рамановские спектры регистрировали на спектрометре Horiba Jobin Yvon LabRAM HR800. Изотопный состав серы сульфидов был определен в режиме двойного напуска на масс- спектрометре Finnigan-MAT Delta и методом мгновенного сжигания вещества на масс- спектрометре Isoprime100. Сокращения названий минералов по (Warr, 2021): Ab – альбит, Ak – акерманит, Alb – алабандин, An – анортит, Bdi – бредигит, Bgd – багдадит, Cal – кальцит, Cpx – клинопироксен, CSH – гидросиликаты Ca, Csp – куспидин, Di – диопсид, Djr – джерфишерит, Dol – доломит, En – энстатит, Fa – фаялит, Fo – форстерит, Fs – ферросилит, Gh – геленит, Grt – гранат, Ki – килхоанит, Mag – магнетит, Mll – мелилит, Mtc – монтичеллит, Mw – мервинит, Na-Mll – сода-мелилит, Ol –оливин, Or – ортоклаз, Per – периклаз, Pl – плагиоклаз, Po – пирротин, Prv – перовскит, Px – пироксен, Rnk – ранкинит, Rsv – расвумит, Sp – сфалерит, Spu – спуррит, Symp – симплектиты, Tep – тефроит, Tly – тиллеит, Wo –
волластонит, Wur – вюртцит.
ГЛАВА 3. Характеристика пород Кочумдекского контактового ореола Петрохимические особенности пород. Кровлю траппа слагают свежие среднезернистые (0.5-8 мм) габбро-долериты близкие по петрохимическим характеристикам к габброидам Кузьмовского силла (в мас. %): SiO2 = 47.4-50.0, TiO2 = 1.1-2.0, Al2O3 = 8.3-16.2, FeO = 10.1-13.5, MgO = 5.0-10.0, CaO = 10.2-16.4. Концентрации прочих компонентов низкие (в мас. %): Na2O = 1.5-3.1, K2O = 0.4-1.4, MnO <0.3, SO3 и Cl <0.1. Мергелистые известняки с ритмичным чередованием карбонатных (<1 см) и силикатных (1-5 мм) прослоев содержат (в мас. %): CaO = 41.3-47.4, SiO2 = 10.4-16.9, Al2O3 = 3.3-6.0, Fe2O3 = 1.4-3.6, MgO = 1.3-2.0. Концентрации остальных компонентов варьируют незначительно (в мас. %): SO3 и K2O <1.5, Na2O и TiO2 <0.4, P2O5 и MnO <0.2. Мраморы – свежие, плотные, крупнозернистые (0.1-2 см) – наследуют полосчатость протолита. Вариации их химического состава умеренные (в мас. %): CaO = 51.5-53.7, SiO2 = 7.6-17.6, Al2O3 = 2.5-5.7, Fe2O3общ = 1.3-2.7, MgO = 1.2-2.2 и CO2 = 17.2-28.5, TiO2 <0.4, MnO, Na2O, K2O и P2O5 <0.2. В координатах CaO-Al2O3 и CaO-MgO составы мергелистых известняков и мраморов образуют веер из линий, пересекающихся с осью абсцисс вблизи точки, отвечающей содержанию CaO в кальците (56 мас. %). Угол наклона этих прямых определяет степень декарбонатизации пород (Рис. 2 А-Б). На диаграммах SiO2-Al2O3, TiO2-MgO, MgO-Al2O3, Fe2O3общ-MgO точки составов всех карбонатных пород образуют единые линейные тренды (R2 >0.77) (Рис. 2 В-Е). На диаграмме (CaO+MgO)-(SiO2+TiO2+P2O5)-(Al2O3+Fe2O3) поля составов мергелистых известняков и мраморов также образуют единый узкий тренд, отвечающий смешению пелитового материала
и биогенно-осадочного CaCO3 (Рис. 2 Ж). Эти факты доказывают отсутствие заметного метасоматизирующего воздействия траппового тела на вмещающие карбонатные толщи.
Микроэлементный состав пород. Габброиды обогащены (в ppm): V до 532 и Cu до 241, обладают умеренными содержаниями Zn (до 263), Ni (до 107) и Co (до 57.1) и бедны серой (Sсульф ≤0.04 мас. %). Мергелистые известняки бедны халькофильными элементами (в ppm): V до 59.3, Cu до 27.7, Ni до 25.9, Co до 21.6, Mo до 0.90 и Se <0.20, а также Cr до 32.3 и U до 1.55. Суммарное количество As, Cd, Co, Cu, Mo, Ni, Pb и Zn варьирует от 28.0 до 453 ppm; преобладает Zn (до 415 ppm). В известняках индикаторные отношения Ni/Co = 1.1-2.7, V/Cr = 1.1-1.6, Cu/Zn = 0.1-1.3, U/Th = 0.5-0.8 варьируют в узких пределах (Рис. 3) и указывают на преобладание окислительных обстановок при аккумуляции и раннем диагенезе осадков. В мраморах концентрации халькофильных элементов близки к таковым в известняках, V/(V+Ni) = 0.4 существенно V/(V+Ni) = 0.9 и U/Th = 0.4. высокозарядных Ti, Zr, Hf, Nb, Ta, Th, Sc ниже, чем в PAAS (Рис.4Д). Вариации индикаторных отношений: Zr/Hf (21-60), Zr/Nb (7-43), Zr/U (19-123), Th/Sc (0.06-0.6), Th/Co (0.1-0.4), La/Sc (0.5-3) и Cr/Th (6-23) указывают на различные источники поступления этих элементов в осадок и различные пропорции их смешения в бассейне седиментации. Средние содержания ΣREEср. в мергелистых известняках и мраморах совпадают (51.4 и 56.1 ppm). Эти величины в 3-5 раз ниже таковых в PAAS, что соответствует доле пелитового материала в изученных карбонатных породах. Нормализованные на PAAS спектры (REE+Y)SN известняков слабо дифференцированы, характеризуются обогащением HREE ((La/Yb)SN, Xср. = 0.69); отрицательной Ce/Ce* (Xср. = 0.87) и положительной Eu/Eu* аномалиями (Xср. = 1.30). Мраморы наследуют эти же особенности (Рис. 4 А, В). Габброиды содержат ΣREEср. = 83.3 ppm, резко дифференцированы ((La/Yb)SN, Xср. = 0.19); обладают положительной Eu/Eu* аномалией (Xср. = 1.32), тогда как Ce/Ce* (Xср. = 0.91) выражена слабо. Карбонатная составляющая известняков и мраморов резко обеднена ΣREEср. ≈ 20.0 ppm (≈ 0.1 от ΣREE в PAAS). Спектры (REE+Y)SN выщелочек однотипны и обладают характеристиками морской воды: обогащение HREE; отрицательная Ce/Ce* аномалия и слабая положительная Eu/Eu* и Y/Y* аномалии (Рис. 4 Б, Г). Следовательно, (REE+Y)SN характеристики морских карбонатов сохраняются при метаморфизме спуррит-мервинитового уровня. ГЛАВА 4. Минералогия пород Кочумдекского контактового ореола Габброиды состоят из крупных (до 5 мм) зерен клинопироксена (En23-46Fs14-39Wo27-44) (~ 22-56 %), лейст плагиоклаза (ядра – An47-69Ab30-52Or2-3; каймы – An1-19Ab79-97Or0-4) (~ 32- 69 %), единичных (до 0.5 мм) зерен оливина (Fo31-34Fa65-68Tep1-2 и Fo52-64Fa35-47Tep0-1) (≤6 %) и слюд ряда аннит – биотит (2-9 %) (Табл. 1). Слюды демонстрируют синхронное обогащение FeO (11.0-37.2 мас. %) и Cl (до 4.5 мас. %), содержат до 4.5 мас. % TiO2. Хлор также характерен и для поздних (OH)-содержащих минералов – хлоритов (до 0.5 мас. % Cl) и амфиболов (до 1.6 мас. % Cl), которые образуют оторочки вокруг зерен клинопироксена. Главные акцессорные минералы габброидов – титаномагнетит – (Fe2+1.2-1.5Fe3+0.9-1.7Ti0.2- 0.5V<0.1Mn<0.1)∑3.0O4.0 и ильменит – (Fe2+0.9-1.0Fe3+0.02-0.08Mn<0.06Mg<0.06)∑1.0(Ti0.9-1.0V<0.02)∑0.9-1.0O3.0, образующие структуры распада. Изредка ильменит дает сростки с фторхлорапатитом ((Ca4.9- 5.0Sr<0.06Fe<0.04)∑4.9-5.0[(P3.0O12](F0.6-0.9Cl0.07-0.4)∑0.9-1.0; 50-300 мкм), бадделеитом ((Zr0.9- 1.0Fe3+<0.04Ti<0.02Hf<0.02)∑1.0O2.0; 5-50 мкм), сульфидами и цирконолитом (Ca0.3-0.6Y0.2-0.4REE0.1- 0.3Th<0.06U<0.03)∑0.9-1.0Zr1.0(Ti1.4-1.5Fe0.4-0.5Nb<0.06)∑1.9-2.0O7.0. Титанит, алланит и циркон представлены единичными зернами (<50мкм). Среди сульфидов (в целом скудных) преобладает пирротин (>150мкм), часто в сростах с халькопиритом, с включениями пентландита (Fe3.7-4.9Ni2.8-4.3Co0.5-1.7S8), кобальтина и Fe-сфалерита (Zn0.7-0.8Fe0.2-0.3S). ЛА-ИСП- МС анализ пирротина выявил его обогащение Co (3643-5260 ppm) и Ni (3027-9230 ppm), а также присутствие Se (до 192 ppm) и Mn (до 65 ppm) (Табл. 2). Для пирротинов из габброидов характерны величины δ34S от +2.7 до +13.1 ‰ CDT.
а средние величины отношений Ni/Co = 2.3, V/Cr = 0.7,
Cu/Zn = 0.4, известнякам, Cu/Zn = 1.7, немобильных
и U/Th = 0.6 отличаясь от
укладываются в диапазоны, свойственные таковых в габбро: Ni/Co = 1.5, V/Cr = 5.3, В известняках и мраморах концентрации
7

Таблица 2. Средний микроэлементный состав (ppm) пирротинов из габброидов и величины δ34S (‰, CDT) в сопоставлении с характеристиками пирротинов из мергелистых известняков и мраморов Кочумдекского ореола.
Тип пород и величины δ34S (‰, CDT)
Габбро (n=16)
δ34S
+2.7 ÷ +13.1 Мергелистые известняки (n=17) δ34S
–28.7 ÷ –23.3
Tly-Wo мраморы (n=10)
Spu-Mtc мраморы (n=18)
Spu-Mw мраморы (n=4)
δ34S –25.4 ÷ –15.1
Элементы Mn Co Ni Cu Zn Se Mo Ag
Среднее 15.8 S 15.2 Мин 3.20 Макс 64.9
Среднее 151 S 65.6 Мин 61.0
Макс 263 Среднее 342 S 235
Мин 72.4 Макс 733 Среднее 258
S 99.4 Мин 135 Макс 509 Среднее 182
S 67.2 Мин 112 Макс 246
4422 6051 41.7 6.44 447 1850 49.6 5.15 3643 3027 1.67 2.19 5260 9230 159 17.9 485 655 1.72 1.56 14.5 159 1.00 0.63 465 343 1.02 0.99 517 808 4.10 3.09 345 909 50.9 9.60 101 523 41.9 11.1 186 180 2.35 1.38 569 1751 116 34.6 410 242 15.3 17.2 72.6 276 10.9 12.5 278 16.7 1.67 0.98 515 913 32.1 35.9 349 7.63 <0.02 1.02 61.4 2.68 – 0.54 297 4.57 – 0.83 417 9.56 – 1.22 136 6.39 1.71 16.4 5.20 1.93 121 1.57 0.21 192 20.7 6.40 6.81 0.49 0.12 5.47 0.18 0.18 2.10 0.23 23.1 0.97 0.75 3.35 0.02 0.14 1.61 0.02 0.14 3.10 0.01 0.02 4.40 0.05 0.39 4.96 <0.01 0.08 2.63 – 0.07 <0.01 3.70 – 6.50 – 0.22 6.00 <0.01 0.04 2.86 – – 3.20 – 0.04 9.90 – 0.04 <0.01 Примечание: содержания микроэлементов – по данным ЛА-ИСП-МС анализа. n – число анализов; S – стандартное отклонение; Мин – минимальное содержание; Макс – максимальное содержание. Карбонатные прослои мергелистых известняков состоят из кальцита (93-100 %) и иногда содержат до 6 % диопсида и до 1 % плагиоклаза. В кальците иногда фиксируются примеси MgO (0.15-1.25 мас. %) и FeO (0.24-0.58 мас. %). Пелитовые прослои преобразованы в микрозернистый агрегат клинопироксена (En36-42Fs8-12Wo49-52), кальцита, плагиоклаза (An72- 89Ab11-26Or0-6) и калиевого полевого шпата (Or81-97An0-14Ab2-6). Изредка в них присутствуют актинолит (<8 %), гроссуляр (<7 %), биотит (<5 %), хлорит (<4 %) и кварц (<1 %) (Табл. 1). В пелитовых прослоях мергелистых известняков обилен пирротин с включениями халькопирита. Фрамбоидальный пирит, галенит и арсенопирит редки. K-Fe сульфиды изредка образуют каймы замещения вокруг пирротина. Составы халькопирита, пирита и расвумита (K0.95-0.97Fe1.93-1.97S3) близки к идеальным. K-Fe сульфиды лишены Co и содержат минимальные количества Ni и Cu: джерфишерит – K6.0-6.1Fe23.1-23.7Ni<0.8S26Cl0.7-0.9, бартонит – K5.9-6.0Fe20.4- 20.9Cu0.2-0.3Ni<0.2S27. Крупные зерна пирротина обладают умеренными и низкими концентрациями Mn, Co и Ni (151-655 ppm), содержат на 2 порядка меньше Ge, V, Mo, Pb, Zn, Cu и Se (1.27-7.03 ppm) и следовые количества Ag, Sn, Sb, Ga и Bi (0.12- 0.75 ppm) (Табл. 2). Величина δ34S пирротинов мергелистых известняков варьирует в диапазоне 28.7 ÷ –23.3 ‰ CDT. Фторапатит (F ≤4.2 мас. % и Cl ≤0.9 мас. %), циркон (HfO ≤1.5 мас. %) и титанит (FeO ≤1.2 мас. %) встречаются крайне редко в виде мелких единичных кристаллов (5-20 мкм). В мраморах диагностировано 29 минералов, среди которых преобладают силикаты, алюмосиликаты и полианионные соединения Ca и Ca-Mg; оксиды и сульфиды имеют более разнообразный катионный состав (Табл. 1; Рис. 5). Составы тиллеита (Ca5Si2O7(CO3)2), ранкинита (Ca3Si2O7), волластонита (Ca3Si3O9) и куспидина (Ca4Si2O7F2) близки к теоретическим. Рисунок 5. Структура минеральных для высокотемпературных Кочумдекского контактового Штриховкой отмечена доля сообществ мраморов ореола. вторичных минералов. Спуррит в мраморах 2 и 3 зон образует крупные зерна (I генерация) и симплектитовые агрегаты по мервиниту (II генерация) (Рис. 6 А-Б). Минерал (Ca4.9-5.0Na<0.1[Si1.9-2.0P<0.1O8](CO3)) является главным концентратором P2O5 (до 0.95 мас. %) и Na2O (до 0.50 мас. %) (Табл. 3). Таблица 3. Представительные анализы спуррита, тиллеита, волластонита, ранкинита, куспидина, бредигита из мраморов Кочумдекского ореола. Минерал Образец SiO2 TiO2 FeO MnO MgO CaO Na2O P2O5 F -O = (F,Cl) Сумма Si Ti Fe Mn Mg Ca Na P Spu Tly Wo Rnk Csp PT-104* 32.55 0.04 <0.06 <0.04 <0.04 60.70 <0.07 <0.04 10.29 4.33 99.25 Bdi PT-97 35.39 <0.03 0.86 0.32 5.39 57.22 0.23 <0.04 – – 99.41 16 O 4.007 0.000 0.081 0.031 0.909 6.941 0.051 0.000 – Для всех Ca-Mg силикатов характерен ограниченный изоморфизм Mg2+ → Fe2+ → Mn2+. Бредигит ((Ca6.9-7.0Na0.05-0.07)(Mg0.8-0.9Fe0.08-0.13Mn0.03-0.06)[Si4O16]) образует единичные (5- 10 мкм) включения в спуррите. Мервинит (Ca3(Mg0.8-0.9Fe0.07-0.17Mn0.01-0.03)[Si2O8]) формирует как крупные полисинтетически сдвойникованные (до 600 мкм), так и мелкие (до 300 мкм) ксеноморфные зерна (Рис. 6 В-Г). Последние обычно замещены Mtc-Spu симплектитами. Присутствие монтичеллита (Ca(Mg0.6-0.9Fe0.04-0.3Mn0.02-0.09)[SiO4]) только в составе симплектитов указывает на его позднюю природу. Валовые составы симплектитовых агрегатов близки к составам протофазы (мервинита), будучи несколько богаче Fe и Mn (Табл. 4). С учетом плотностей спуррита (3.03 г/см3) и монтичеллита (3.26 г/см3 для среднего состава Ca(Mg0.8Fe0.2)[SiO4]), объемные отношения Spu:Mtc в агрегате составляют 1.03:1.0. Таблица 4. Химический состав мервинита, валовые составы монтичеллит-спурритовых симплектитов и индивидов монтичеллита из них (по данным электронно-зондового микроанализа). PT-104 PT-109* 26.67 26.94 <0.03 <0.03 <0.06 <0.06 <0.04 <0.04 <0.04 <0.04 62.80 62.29 0.24 0.29 0.57 0.17 PT-88 PK-12-1 PT-89 PT-88 PPT-109 PT-86 24.93 24.58 <0.03 <0.03 <0.06 <0.06 <0.04 <0.04 <0.04 0.05 57.97 57.28 0.08 <0.07 <0.04 <0.04 51.22 51.18 0.09 0.09 0.06 0.09 0.06 <0.04 <0.04 <0.04 47.87 47.95 <0.07 <0.07 <0.04 <0.04 41.36 32.52 <0.03 <0.03 <0.06 <0.06 <0.04 <0.04 <0.04 <0.04 57.70 60.58 <0.07 <0.07 <0.04 <0.04 ––––––– 10.30 – – –– – – – 4.34 90.28 89.69 82.98 81.91 99.31 99.31 99.06 99.06 Формульные коэффициенты, рассчитанные на 7 катионов 1.967 1.998 2.001 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 4.963 4.950 4.986 0.034 0.041 0.013 0.036 0.010 0.000 3 атома O 7 O 2.003 0.000 0.000 0.000 0.000 2.994 0.000 0.000 4 катиона 2.002 2.000 0.000 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 4.000 3.999 0.000 0.000 0.000 0.000 2.006 1.999 2.000 0.998 0.000 0.001 0.000 0.001 0.000 0.001 0.006 0.000 4.994 0.999 0.000 0.000 0.000 0.000 0.997 0.001 0.002 0.000 0.000 1.001 0.000 0.000 – – – – – – – F Примечание: Анализы по данным рентгеноспектрального микроанализа, в мас. %. * – из симплектитов. BSE-изображение Химический состав (мас. %) SiO2 CaO 36.43 49.32 37.27 34.81 33.11 47.18 32.86 47.41 32.78 46.46 32.92 47.02 Мелилиты являются сквозными минералами мраморов (Табл. 1). Широкий диапазон их составов Gh6.8-77.4Fe-Gh0.0-13.4Ak13.3-67.7Fe-Ak0.0-17.4Na-Mll0.0-20.8 (Рис. 7) выходит за границы поля метаморфических мелилитов (Melluso et al., 2003). В ассоциации с мервинитом они предельно Фаза Mw* Mtc (1) Sym (2) Sym (3) Sym (4) MgO FeO 10.30 2.79 19.09 7.04 9.18 3.76 9.35 3.43 8.95 4.44 9.16 3.88 MnO Сумма 0.40 99.24 1.79 100.00 0.79 94.02 0.68 93.73 1.20 93.83 0.89 93.86 Sym среднее Примечание: * – представительные анализы мервинита из соответствующих образцов. 9 богаты геленитовым миналом: Gh49.2-77.4Fe-Gh0.3-13.4Ak13.3-34.9Fe-Ak0.0-9.2Na-Mll1.8-5.8 (Табл. 5). Мелкие включения мелилита (до 25 мкм) в мервините гомогенны и содержат до 80 мол. % Gh минала, тогда как самостоятельные крупные зерна (до 500мкм) обладают отчетливой регрессивной зональностью. Составы их ядер (Gh55.5-71.8Fe-Gh3.7-11.4Ak14.9-26.5Fe-Ak0.3-8.2Na- Mll1.8-5.7) близки к составам включений, что указывает на начало роста крупных индивидов на пике метаморфизма. Таблица 5. Представительные анализы мелилитов мраморов Кочумдекского ореола. Тип пород Spu-Mw мраморы (зона 2) Морфология Включения Крупные кристаллы Spu-Mtc мраморы (зона 3) Включения Крупные кристаллы Tly-Wo мраморы (зона 4) Крупные Крупные кристаллы кристаллы Элемент цкцкцкцкцкцк SiO2 (мас. %) Al2O3 *Fe2O3 *FeO 27.92 29.22 25.68 24.00 2.67 2.05 0.24 0.75 2.92 3.49 0.14 0.16 40.46 40.27 0.41 0.48 <0.03 <0.03 100.4 100.4 26.92 31.44 29.19 26.61 20.09 25.11 3.15 2.43 0.06 0.05 0.21 2.02 2.51 4.94 3.28 0.12 0.18 0.11 40.55 40.30 39.75 0.35 0.55 0.40 <0.03 <0.03 <0.03 29.19 29.61 24.01 23.49 0.55 2.68 1.55 0.38 3.45 3.83 0.11 0.25 39.65 39.31 0.63 0.62 <0.03 <0.03 30.89 22.01 3.05 0.15 4.20 <0.04 40.30 0.50 <0.03 100.6 40.00 9.31 0.87 3.80 6.74 0.32 37.17 1.88 0.50 100.6 36.37 35.29 14.48 13.83 36.04 MgO MnO CaO Na2O K2O Сумма 13.74 1.28 2.45 1.06 2.84 0.76 1.91 5.44 6.30 6.46 0.22 0.27 0.27 37.91 39.18 1.57 0.92 0.81 0.35 0.43 0.43 100.5 99.4 100.0 39.29 100.2 100.2 99.9 Миналы (мол. %) 99.1 100.2 NaCaAlSi2O7 3.95 4.66 3.36 5.54 4.08 4.24 5.42 7.36 19.38 3.09 4.56 9.01 3.82 15.86 10.52 9.59 Ca2Fe3+AlSiO7 9.59 7.32 11.41 0.30 17.78 67.14 8.75 0.29 2.06 9.04 10.69 0.11 30.31 51.64 Ca2FeSi2O7 Ca2MgSi2O7 Ca2Al2SiO7 1.48 20.51 64.48 3.58 24.33 60.11 1.59 34.98 49.15 8.14 22.29 65.20 6.52 24.08 63.10 2.38 25.62 57.54 16.09 11.92 46.85 37.87 14.59 29.78 4.19 45.83 30.44 8.68 45.83 32.08 Примечание: * – содержания FeO и Fe2O3 рассчитаны по стехиометрии; точки анализа: ц – центр зерна, к – край зерна. Анализы – по данным рентгеноспектрального микроанализа (в мас. %). Мелилиты из Spu-Mtc ассоциаций также обладают регрессивной зональностью, но беднее Gh миналом: Gh31.3-65.7Fe-Gh0.2-12.7Ak17.0-49.2Fe-Ak0.1- 11.8Na-Mll2.8-9.5. Мелилиты из Tly-Wo мраморов, обладая прогрессивной зональностью, обогащены натровым и акерманитовым миналами; доля Gh минала в них падает до 7 мол. %: Gh6.8-43.6Fe-Gh0.0- 11.7Ak28.0-67.7Fe-Ak2.2-17.4Na-Mll9.1-20.8. В силикатных прослоях мраморов сосредоточена редкая вкрапленность сульфидов Fe, Zn, K, Mn, Pb и Ag (Табл.1) с преобладанием пирротина и сульфидов Fe, Mn и Zn (алабандин, сфалерит, вюртцит) (Рис. 6 Д-З). Зерна галенита и акантита единичны. Пирротин из Spu-Mw мраморов беден микроэлементами (в ppm): Mn до 246; Ni и Se до 10 и Zn до 1, только количество Co достигает 500 ppm. Главные примеси пирротинов из Spu-Mtc мраморов (в ppm): Co (до 515), Se (3.70-6.50) и Ag (до 0.22), Ni и Mn (до 913 ppm и 509 ppm, соответственно). Наиболее разнообразный состав и максимальное суммарное содержание примесей отличает пирротин из Tly-Wo мраморов: Ni (до 1751 ppm), Mn (до 733 ppm) и Co (до 569 ppm), Cu (до 116 ppm); Zn ≤ 35 ppm и Se ≤ 4.40 ppm. П изотопным составом серы δ34S = –25.4 ÷ –15.1 ‰. 10 Рисунок 7. Составы мелилитов из мраморов Кочумдекского контактового ореола в координатах Ca2MgSi2O7 + Ca2FeSi2O7 – Ca2Al2SiO7 – CaNaAlSi2O7 (мол. %). ирротин из мраморов характеризуется резко облегченным Алабандин однороден, однако составы зерен различаются (Mn0.76- 0.89Fe0.12-0.25S). Сфалерит (Zn0.55- 0.57Fe0.32-0.35Mn0.07-0.10S) аномально богат Fe (17.9-21.9 мас. %) и содержит Mn (4.0-7.4 мас. %). Вюртцит (Zn0.39- 0.46Fe0.19-0.31Mn0.28-0.30S), напротив, богаче Mn (16.0-18.3 мас. %), чем Fe (7.9-19.0 мас. %) (Рис. 8). Методом ЛА-ИСП-МС в сфалеритах обнаружены (в ppm): Cd (4170-5000), Co (181-293), Hg (до 50.0), In (до 23.1), Cu (до 18.1) и Se (до 5.70). Расвумит (KFe2S3) представлен двумя генерациями: ранние крупные кристаллы и поздние каймы замещения пирротина (Рис. 6 И, К). В свою очередь расвумит замещается джерфишеритом и бартонитом. ЛА-ИСП-МС анализ расвумита-I выявил присутствие в нем примесей (в ppm): Rb (559-815), Ba (224-858), Na (149-293), Cs (31.9-69.0), Tl (3.64-19.8). Составы отдельных сегрегаций джерфишерита широко варьируют: K5.8-6.0(Fe18.6-22.6Ni0.4- 4.5Cu0.4-0.6Co0.0-0.4)S26Cl0.9-1.0). Бартонит имеет достаточно выдержанный состав (K5.8-6.0Fe18.4- 21.5Ni0.0-1.5Cu0.0-0.7Co0.0-0.2S27) и представлен бесхлорной разновидностью. Перовскит является главным акцессорным минералом в Кочумдекских мраморах (Табл. 1; Рис. 6 Л). Он образует в них неравномерную вкрапленность псевдооктаэдрических кристаллов (<40- 50мкм). Состав перовскитов близок к теоретическому (97.1-99.8 мол. % CaTiO3) (Рис. 9) и характеризуется ограниченными замещениями: Ti4+ → Zr4+ (до 2.5 мол. % CaZrO3) и Ca2+Ti4+ → REE3+Fe3+ (до 1.8 мол. % REEFeO3). Минерал выступает единственным концентратором Th (до 1550 ppm) и U (до 450 ppm). Магнетит образует каймы обрастания (10-50 мкм) вокруг пирротина и силикатов. Находки его включений (5-50 мкм) в спуррите и мелилите редки. Состав магнетита широко варьирует – Fe2+0.5-0.9Mg<0.3Mn<0.2Ca<0.06)∑1.0(Fe3+1.8-2.0Al<0.08Ti<0.03)∑1.9-2.0O4.0. Багдадит (Ca2.9-3.0(Zr0.8- 0.9Ti<0.1Nb≤0.06Fe≤0.02Hf≤0.01)∑0.9-1.0Si1.9-2.0O9), крайне редкий акцессорный минерал мраморов, образует мелкие зерна (5-45 мкм). Минералы группы граната в мраморах образуют единичные зерна (50-175 мкм, I генерация) и заполняют тонкие трещины (1-5 мкм, II генерация, Рис. 6 М). Все гранаты содержат (в мас. %): FeO (9.2-24.5), TiO2 (0.6-13.3) и периодически ZrO2 (0.5-4.8). Только поздние гранаты отличаются обогащением Sc2O3 = 7.8-9.4 мас. %. Минералы группы апатита образуют единичные зерна (20-300 мкм), сильно вариативные по составу (в мас. %): CaO = 52.8-54.7, P2O5 = 19.3-34.4, SiO2 = 2.6-11.8, SO3 = 0.2-2.6, F = 0.8-5.3, V2O3 и Cl до 0.5. ГЛАВА 5. Обсуждение результатов 5.1. Режим прогрессивного метаморфизма в Кочумдекском ореоле: реконструкции на базе особенностей породообразующих минералов Первые оценки общего давления при формировании Кочумдекского ореола (~ 200 бар) были даны В.В. Ревердатто (1964), исходя из суммарной мощности осадков (~ 700 м), залегавших над Кочумдекским силлом в момент его внедрения в раннем триасе в осадки Рисунок 8. Составы сульфидов Mn, Zn, Fe в координатах Zn- Fe-Mn (мас. %). Данные сканирующей электронной микроскопии. Рисунок 9. Составы перовскитов в координатах CaTiO3- REEFeO3-CaZrO3 (мол. %). Данные рентгеноспектрального микроанализа. Тунгусской синеклизы. Отсутствие первичного парагенезиса монтичеллит-спуррит, позволяет оценить минимальную долю CO2 во флюиде на прогрессивном этапе метаморфизма в 0.3 Pобщ (~ 60 бар) – для мраморов зоны 4 и в 0.4 Pобщ (~ 75 бар) – для мраморов зон 2 и 3 (Рис. 10). В мраморах Кочумдекского ореола диагностирован целый ряд минералов-индикаторов спуррит-мервинитового метаморфизма: спуррит (Ca5[SiO4]2(CO3)), тиллеит (Ca5Si2O7(CO3)2), ранкинит (Ca3Si2O7), мервинит (Ca3Mg[SiO4]2) и бредигит (Ca7Mg[SiO4]4). Близость составов всех силикато-карбонатов и силикатов Ca, также силикатов Ca-Mg к идеальным, позволяет использовать для оценок PT-параметров метаморфизма диаграммы, построенные для Ca-Mg систем. При этом составы мелилитов широко варьируют (Рис.7), что позволяет конкретизировать температурные условия контактового метаморфизма, опираясь на совокупность экспериментальных данных и термодинамических расчетов (T = 700-1200 °С и P ≤ 1 кбар) для реакций с участием мелилитовых твердых растворов (Sharp et al., 1986; Tracy, Frost, 1991; Grapes, 2006; 2011). Учет реальных составов мелилитов наряду с долей CO2 во флюиде позволил конкретизировать оценки минимальных температур прогрева пород Кочумдекского ореола на прогрессивной стадии метаморфизма: зона 2 – Т ≥ 925 °C (0.3-0.5 м от контакта; мервинит, ранкинит, бредигит, спуррит, мелилит (Gh60-80); зона 3 – T ≥ 875 °C (1.0-1.5м; спуррит, мелилит (Gh50-65), реликты мервинита и спуррит-монтичеллитовые симплектиты); зона 4 – Т ≥ 725 °C (1.5-2.8 м; тиллеит, волластонит, мелилит (Gh<45)). 5.2. Режим регрессивного этапа метаморфизма в Кочумдекском ореоле: реконструкции на базе особенностей симплектитовых структур Кочумдекские мраморы характеризуются высокой степенью сохранности первичных парагенезисов и ограниченным проявлением ретроградных изменений, из которых главным является процесс разложения мервинита с образованием Mtc-Spu симплектитов (Перцев, 1977; Девятиярова 2018 а; Сокол и др., 2019 а; Девятиярова и др., 2021). Равновесие Mw + Cal → Mtc + Spu может быть использовано как минеральный термометр (T ≈ 820 °C для стехиометричных соединений) (Рис. 10). Симплектиты псевдоморфно замещают зерна мервинита (Рис. 6 Б; Табл. 4) в пределах их границ, что указывает на ограниченный массоперенос на стадии ретроградных изменений мраморов (Азимов, 2006). Баланс реакции разложения мервинита: 2Ca3.01(Mg0.87Fe0.10Mn0.02)Σ0.99[Si2.02O8] + CaCO3 + 0.14[Fe2+]фл + 0.08[Mn2+]фл → 2Ca1.01(Mg0.75Fe0.17Mn0.06)Σ0.99[Si1.0O4] + Ca5.0[Si2.0O8](CO3) + 0.24[Mg2+]фл. Большинство компонентов (Ca, Mg, Mn, Fe и C) участвуют в этой реакции как подвижные; инертным является Si. Поскольку в кочумдекских мраморах мервинит и монтичеллит обладают максимальным и практически равным средним содержанием SiO2, именно распределение SiO2 в мраморах контролирует процесс замещения и определяет его локальность. Остывание мраморов сопровождалось резким падением парциального давления CO2 во флюиде (от 0.4 Pобщ до ~ 0.15 Pобщ), при котором устойчив парагенезис спуррита с монтичеллитом. 5.3. Сульфиды в ассоциациях высокоградиентных контактово-метаморфических мраморов: применимость для реконструкции истории ореола Анализ макро- и микроэлементных особенностей, а также изотопного состава S сульфидов позволяет распознавать источники флюидов, металлов и серы и, благодаря этому, детализировать историю развития метаморфических пород (Vaughan, 2006; Brown et al., 2014). В Кочумдекском ореоле рекристаллизованные мергелистые известняки содержат однообразную сульфидную минерализацию. Преобладает пирротин, резко обедненный изотопом 34S (δ34S = –28.68 ÷ –23.32 ‰ CDT), с примесями Mn, Ni, Co и следовыми количествами Se. В волластонитовых мраморах преобладает пирротин и сульфиды Mn, Ag и Pb. Сульфиды мервинитовых мраморов более разнообразны (Fe, Mn, Zn, Pb, Ag). Веским свидетельством в пользу изохимического характера высокотемпературных метаморфических преобразований в Кочумдекском ореоле является микроэлементный и изотопный состав пирротинов. Сульфиды матрикса (в отличие от их включений в породообразующих минералах) могли быть перекристаллизованы при участии флюидов, отделившихся от 12 остывающего траппа. В этом случае их состав должен был бы обнаружить «геохимические метки» базитовой магмы: обогащение Ni, Co, Cu и 34S. Максимально этот эффект должен был быть проявлен в пирротинах из мервинитовой зоны. В действительности же именно в мервинитовых мраморах пирротины резко обеднены Ni, Co, Cu, Se, Mo и Ag и обладают очень легким изотопным составом серы (δ34S ≈ –25 ‰ CDT) (Табл. 2). Быстрая кинетика переуравновешивания сульфидов при снижении температуры (Barton, 1974) накладывает ограничения на их использование в качестве минералогических термометров, однако некоторые пороговые оценки T все же могут быть получены с их помощью. Высокие температуры способствуют вхождению Fe и Mn в структуры как сфалеритового, так и вюрцитового типов (Osadchii et al., 2010; Tomashyk et al., 2013). Среднее содержание Fe в сфалеритах из мервинитовых мраморов приближается к 20 мас. %, а Mn достигает 6 мас.% (Zn0.55-0.57Fe0.32-0.35Mn0.07-0.10S). Максимальные концентрации Fe в сфалеритах (25-32 мас. % Fe) были обнаружены в метеоритах (T > 900 °C) (Lin et al., 2002). Структура (Zn,Mn,Fe)Sгекс при высоких температурах стабилизируется Mn (Tomashyk et al., 2013). Вюртциты из мервинитовых мраморов содержат Fe (12.0-19.1 мас. %) и Mn (16.8-18.3 мас. %), вследствие чего количество Zn в них аномально низкое (Zn0.39-0.46Fe0.19-0.31Mn0.28-0.30S). Синтез богатых Mn вюртцитов был реализован при T ≥ 800 oC (Knitter, 1999). Алабандин образует ограниченные твердые растворы (Mn,Fe)Sкуб (Makovicky, 2004). В кочумдекских мраморах MnS-FeS серии содержат до 15.7 мас. % Fe (Mn0.76-0.89Fe0.12-0.25S), что превышает количество Fe, обнаруженное в α-(Mn,Fe)S из метеоритов (Lin et al., 2002). Это предельная величина, зафиксированная в кристаллах α-(Mn,Fe)S (Mn0.81Fe0.19)S, выращенных методом газо-транспортного синтеза в системе Fe-Mn-Zn-S при снижении температуры от 900 до 800 °C (Knitter et al., 2000). В целом характерные для мервинитовых мраморов Кочумдекского ореола серии твердых растворов (Zn,Fe,Mn)Sкуб, (Zn,Mn,Fe)Sгекс и (Mn,Fe)Sкуб по масштабам замещений сопоставимы только с таковыми метеоритных ассоциаций, что свидетельствует в пользу их образования при температурах, близких к пику метаморфизма.
Температурные рубежи остывания мраморов могут быть реконструированы на основе данных о термической стабильности ретроградных сульфидов. Ассоциация пирротин + расвумит + Fe-джерфишерит, дополненная фазой KCl, была синтезирована при 400 °С, но оказалась нестабильна при 600 °C. Также было установлено, что при атмосферном давлении и T≈600°C Fe-джерфишерит плавится с образованием новой фазы неизвестного состава (Voronin et al., 2019). Джерфишерит является единственным минералом кочумдекских мраморов, содержащим элементы типоморфные для габбро – Ni, Cu, Co и Cl. Локализация джерфишерита преимущественно в метапелитовых прослоях отражает различную проницаемость слоев, сложенных кальцитом и Ca-Mg силикатами. Это явление (channelizing effect) характерно для контактовых ореолов, возникших по слоистым карбонатно-силикатным осадкам (Buick et al., 2000). В таких толщах метакарбонатные горизонты выполняли роль флюидоупоров, а флюиды двигались избирательно – по более проницаемым силикатным прослоям. Благодаря этой особенности транспорт вещества осуществлялся параллельно литологическим границам, и именно в силикатных прослоях проявлены отчетливые метки метасоматических изменений и изотопные эффекты (Buick et al., 2000).
5.4. U-Pb геохронологические исследования перовскита и возраст термического события
На основе данных ЛА-ИСП-МС были получены значения абсолютных возрастов перовскита из мраморов Кочумдекского ореола. U-Pb возраст этого минерала (обр. РТ-122), рассчитанный по 47 анализам, составил 248.0 ± 7.2 млн. лет (MSWD = 6.2; 95 % доверительный интервал). На сегодня методами K/Ar, 40Ar/39Ar датирования слюд, плагиоклазов и валовых проб лав, а также U-Pb (SHRIMP) датирования циркона и бадделеита установлено, что магматическая активность, обусловленная деятельностью Сибирского суперплюма, длилась в общей сложности около 20 млн. лет. Извержения основного объема магм произошли на границе перми и триаса (~ 252 млн. лет по U-Pb методу и ~ 249 млн. лет по K/Ar, 40Ar/39Ar методам) (Гусев и др., 2019). U-Pb возраст перовскита позволяет связать термическое событие,
приведшее к формированию Кочумдекского ореола, с первым импульсом магматизма и подтверждает принадлежность Кочумдекского траппа к Кузьмовскому комплексу.
5.5. Изохимичность процесса метаморфизма в Кочумдекском ореоле: синтез геохимических данных
Геологические характеристики Кочумдекского ореола указывают на то, что он развивался в режиме термального метаморфизма, близкого к модели изохимических превращений. Было установлено, что петрохимические характеристики мраморов в целом унаследованы от протолита (Рис. 2) и обусловлены режимом раннесилурийской седиментации и петрофондом области сноса пелитового материала (Заангарье Енисейского кряжа). Контрастность микроэлементного состава осадков и траппа была использована автором для оценки масштабов и характера массообмена в приконтактовой зоне. В сценарии метасоматических изменений присущие базитам геохимические «метки» (Cr, Ni, Co, Cu, изотопно тяжелая сера), а также элементы, которыми обогащен именно Кочумдекский трапп – V, Sc, Cl, непременно должны были оставить свой след в мраморах. В мраморах Кочумдекского ореола в заметных количествах присутствуют все элементы переменной валентности, свойственные базитам, включая халькофильные. Однако, их количества и соотношения резко отличаются от таковых в габброидах (Рис. 3) и близки к характеристикам шельфовых осадков окислительных обстановок. Также было установлено, что спурритовые мраморы, преобразованные при T до 925 °C, сохраняют профиль распределения REE+Y, свойственный морским мергелисто-карбонатным осадкам (Рис. 4). Следует отметить, что карбонатная составляющая таких высокотемпературных мраморов не утрачивает характерных «меток» морской воды, главной из которых является обогащение HREE. В целом выполненный анализ показал, что большинство петро- и геохимических характеристик кочумдекских мраморов соответствуют таковым протолита, и могут быть использованы наравне с характеристиками осадков для реконструкции соотношения источников материала в питающих провинциях.
Из числа петрогенных компонентов только содержание калия заметно изменяется в разрезе мраморов. Этот факт находит объяснение на базе модели (Heinrich et al., 2004). Согласно ей, при давлении ~200 бар охлаждение пород ореола до температуры ниже 800 °C влечет за собой расслоение гомогенного CO2-H2O флюида на газовую фазу (с доминированием CO2) и преимущественно водный рассол-расплав (NaCl + KCl). При участии хлора, источником которого в Кочумдекском ореоле, несомненно, является трапп, в прогретых породах происходила экстракция и перераспределение Na и K. Для контактовых ореолов, развитых по литологически неоднородным осадкам, характерен «channelizing effect», обусловленный контрастной проницаемостью силикатных и карбонатных прослоев. При метаморфизме карбонатные горизонты уплотняются и выполняют роль флюидоупоров, тогда как силикатные частично сохраняют открытую пористость и проницаемость. Как следствие, движение флюидопотока и транспорт вещества в слоистых метаморфических породах происходит селективно – по метапелитовым прослоям (Buick, Cartwright, 2000). Анализ распределения в кочумдекских мраморах позднего K-Fe сульфид-хлорида джерфишерита (носителя геохимических «метки» габброидов – Ni, Cu, Co и Cl) подтверждает ограниченную миграцию K-Cl рассолов по системе мелких трещин в пелитовых прослоях (Sokol et al., 2021).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Кочумдекский бифациальный высокотемпературный контактово-метаморфический комплекс расположен на правом притоке р. Подкаменная Тунгуска, где приурочен к верхнему контакту нижнетриассового траппа Кузьмовского комплекса (νβT1kz) и морских мергелистых известняков (S1ln). Возраст термического события – 248.0 ± 7.2 млн. лет. Общая мощность метаморфических пород спуррит-мервинитовой фации достигает здесь 3 м, что является исключительной редкостью для образований контактового метаморфизма, связанных с трапповым магматизмом в пределах Тунгусской синеклизы (Туровцев, 2002). Особенностью
ореола является отсутствие выраженного скарнирования, жильной минерализации или автометасоматического изменения габброидов.
В данной работе породы Кочумдекского ореола впервые были охарактеризованы по единой схеме с применением прецизионных методов анализа минерального вещества. Широкий арсенал аналитических данных был обобщен в виде базы данных. Эта информация впервые позволила на примере конкретного объекта выполнить взаимопроверку реконструкций целого ряда параметров спуррит-мервинитового метаморфизма. Тем самым был разработан и практически реализован алгоритм совместной интерпретации минералогических и изотопно-геохимических данных в приложении к истории становления высокотемпературных контактовых ореолов.
В мраморах было диагностировано 29 минералов, выделено несколько критических парагенезисов, информативных для реконструкции режима метаморфизма, и определены диапазоны химических составов породообразующих и акцессорных минералов из различных ассоциаций. Эти данные затем были задействованы при реконструкции режима прогрессивной и регрессивной ветвей метаморфизма. В мраморах составы большинства силикатов и карбонато-силикатов Ca и Ca-Mg близки к стехиометрическим. Только минералы группы мелилита отличаются широкой вариативностью составов. На основе парагенетического анализа были получены оценки минимальных температур метаморфизма для различных зон ореола: зона 2 – T ≥ 925 °С; зона 3 – T ≥ 875 °С; зона 4 – T ≥ 725 °С. Присутствие монтичеллит- спурритовых симплектитов развитых по мервиниту позволило получить независимые оценки температуры начала ретроградных преобразований (T ≈ 820 °C).
Продемонстрирована генетическая информативность широкого спектра минералов из пород Кочумдекского ореола; обоснована возможность использования новых реперов и методик для реконструкции истории контактовых ореолов (Табл. 6). Новым эффективным инструментом температурных реконструкций оказались сульфиды. Серии твердых растворов (Zn,Fe,Mn)Sкуб, (Zn,Mn,Fe)Sгекс и (Mn,Fe)Sкуб были использованы как индикаторы ультравысоких температур метаморфизма. Ассоциация ретроградных K-Fe сульфидов позволила реконструировать температурные рубежи остывания мраморов и визуализировать систему микротрещин, по которой осуществлялся транспорт флюидов. Изотопный и ЛА-ИСП- МС анализ сульфидов был использован как независимый инструмент оценки степени изохимичности контактово-метаморфических преобразований. Впервые было показано, что при малых масштабах ретроградных изменений минералогические индикаторы более отчетливо, чем геохимические, выявляют направления и специализацию флюидопотоков.
Впервые были определены концентрации и охарактеризовано распределение петрогенных, халькофильных, редкоземельных и высокозарядных элементов в породах Кочумдекского ореола. На этой основе был выделен ряд петро- и геохимических индикаторов, позволивших реконструировать источники вещества и оценить интенсивность метасоматических изменений. Петрохимические характеристики мраморов и мергелистых известняков идентичны и отвечают тренду смешения пелитового материала и биогенно- осадочного CaCO3. Большинство петрохимических характеристик мергелистых известняков обусловлены петрофондом области сноса пелитового материала (Заангарье Енисейского кряжа) и режимом раннесилурийской седиментации. Содержания Cu, Ni, Co, V, Mo, Se, Cr и U в мергелистых известняках и мраморах соответствуют морским осадкам окислительных обстановок низкой продуктивности. В спурритовых мраморах, контактирующих с траппом, средние величины индикаторных отношений Ni/Co, V/Cr, Cu/Zn, V/(V+Ni) и U/Th остаются в пределах диапазона, свойственного известнякам, и существенно отличаются от таковых в габбро, обогащенных V и Cu на фоне умеренных содержаний Zn, Ni и Co. Характер спектров REE+Y и средние содержания ΣREE в мергелистых известняках нижнекочумдекской подсвиты и спурритовых мраморах совпадают.
Было установлено, что близкий к изохимическому характер контактового метаморфизма в Кочумдекском ореоле мог быть обусловлен сочетанием нескольких геологических факторов. Главные из них: (1) низкая флюидонасыщенность расплава и осадков; (2) малая
15

проницаемость осадков и мраморов; (3) отсутствие хрупких деформаций при продвижении магматического клина вследствие амортизации пород свода.