Конгломераты игнатеевской свиты Воронежского кристаллического массива: вещественный состав, минералогия, условия метаморфизма

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНОБРНАУКИ РОССИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ

«ВОРОНЕЖСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»

Геологический факультет

Кафедра полезных ископаемых и недропользования

Конгломераты игнатеевской свиты Воронежского кристаллического массива: вещественный состав, минералогия, условия метаморфизма

Содержание

Введение

1. Геологическое строение мегаблока Курской магнитной аномалии

1.1 Стратифицированные образования

1.2 Магматизм

2. Методика исследований

3. Характеристика и стратиграфическое положение игнатеевской свиты

4. Минералогия, петрография, геохимия и условия метаморфизма конгломератов игнатеевской свиты

Заключение

Список литературы

Введение

К настоящему времени ряд докембрийских образований в пределах Воронежского кристаллического массива характеризуется недостаточной изученностью. К таким образованиям относится, в частности, игнатеевская свита, состоящая из двух подсвит - карбонатной и терригенной, представленной конгломератами. В существующей схеме стратиграфии докембрия Воронежского кристаллического массива породы игнатеевской свиты охарактеризованы как нерасчлененные архей-протерозойские образования, однако, полученные в последнее время данные о геологии Воронежского кристаллического массива позволяют с большей уверенностью относить игнатеевскую свиту к палеопротерозою. В связи с этим, актуальным становится вопрос о более детальном изучении данных образований и определении условий их метаморфизма с целью установления их места в общей геологической истории мегаблока Курской магнитной аномалии.

Целью настоящей работы является характеристика конгломератов игнатеевской свиты Воронежского кристаллического массива.

Задачами исследования в соответствии с поставленной целью являются:

· Изучение и описание петрографических особенностей конгломератов игнатеевской свиты Воронежского кристаллического массива.

· Изучение и описание минерального состава данных пород

· Изучение и описание особенностей состава минералов из конгломератов игнатеевской свиты Воронежского кристаллического массива.

· Изучение химического состава конгломератов игнатеевской свиты Воронежского кристаллического массива, особенностей распределения петрогенных, малых, редких и редкоземельных элементов в данных породах

· Определение условий метаморфизма конгломератов игнатеевской свиты Воронежского кристаллического массива.

В основу работы положен материал, отобранный автором в процессе стажировки на кафедре полезных ископаемых и недропользования ВГУ.

1. Геологическое строение мегаблока курской магнитной аномалии

1.1 Стратифицированные образования

В составе Воронежского кристаллического массива (ВКМ) выделяется два крупных сегмента: мегаблок Курской магнитной аномалии (КМА) на западе и Воронцовская структура на востоке (рис. 1).

К наиболее древним образованиям ВКМ традиционно относят обоянский комплекс (бывшая серия) Курского блока, которому с начала изучения региона был присвоен статус имеющего раннеархейский возраст [1]. Курский блок - это архейская гранит-зеленокаменная область, состоящая из осадочно-вулканогенных поясов петельчатой формы и доминирующих по площади гранито-гнейсовых ареалов. Зеленокаменные пояса включают основные и в меньшей степени кислые метавулканиты, коматииты, терригенные метаосадки, породы железисто-кремнистой формации [2]. В обрамлении зеленокаменных областей находятся массивы тоналит-трондьемит-гранодиоритовой ассоциации, которые объединяются в салтыковский комплекс с возрастом 3013 ± 80 млн. лет [3, 4]. Большую часть территории Курской гранит-зеленокаменной области занимают гранито-гнейсовые ареалы, в составе которых преобладают (до 75 %) гнейсовидно-полосчатые плагио-микроклиновые мигматиты разнообразного состава, варьирующие по составу от трондьемитов до тоналитов и диоритов, объединяемые в обоянский комплекс. Полученные в последнее время изотопные U-Pb датировки и данные по Sm-Nd изотопии пород, рассматриваемых ранее как преимущественно однородная породная ассоциация биотитовых и биотит-амфиболовых плагиогнейсов обоянского комплекса раннего архея, заставляют по-новому взглянуть на вопрос о его однородности. Ранее в пределах Курского блока, помимо «серых гнейсов» собственно обоянского комплекса, были по латерали выделены три фациальные ассоциации (россошанская, брянская и донская) [5]. Донская ассоциация выделяется в пределах Лосевского пояса. Она представлена гнейсами, по составу отвечающими диоритам известково-щелочного и субщелочного ряда [6]. В схеме стратиграфии региона 1999 г. донские гнейсы выделялись в составе обоянского комплекса как донская ассоциация и датировались ранним археем, однако U-Pb датировки данных пород указывают на их палеопротерозойский возраст. К россошанской ассоциации отнесены интенсивно мигматизированные биотитовые, амфибол-биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы вскрытые рядом скважин в пределах Россошанского блока КМА.

Рисунок 1. Схематическая геологическая карта Воронежского кристаллического массива [по 7].

Условные обозначения: 1 - обоянский комплекс; 2 - михайловская серия; 3 - лосевская серия; 4 - воронежская свита; 5 - воронцовская серия; 6 - курская серия; 7 - роговская свита; 8 - тимская свита; 9 - атаманский комплекс; 10 - стойло-николаевский комплекс; 11 - бобровский комплекс; 12 - павловский комплекс; 13 - усманский комплекс; 14 - шебекинский комплекс; 15 - лискинский комплекс; 16 - ольховский комплекс; 17 - золотухинский комплекс; 18 - смородинский комплекс; 19 - мамонский комплекс; 20 - новогольский комплекс; 21 - еланский комплекс; 22 - возраст магматических образований и метаморфических событий.

Брянская ассоциация занимает одноименный блок и сложена преимущественно породами гранулитовой фации метаморфизма - биотит-кордиеритовыми, биотит-силлиманитовыми гнейсами, кальцифирами с горизонтами эвлизитов с возрастом метаморфизма 2036 ± 4 млн. лет [8]. Породы гранулитовой фации метаморфизма известны также в районе Курско-Бесединских аномалий, где обнаружена ассоциация пироксеновых гранулитов, эвлизитов, плагиогнейсов и маломощных интрузивных тел мафит-ультрамафитового состава. Возраст метаморфизма курско-бесединских гранулитов - архейский (2819 ± 6 млн. лет) [8].

Стратиграфически выше несогласно залегают образования михайловской серии верхнего архея, подразделяющиеся на две свиты: нижнюю александровскую и верхнюю лебединскую.

Александровская свита (AR₂al) развита в нескольких протяженных внутриконтинентальных рифтогенных структурах. Разрез Александровской свиты начинается с пород коматиит-базальтовой формации. С ними связаны многочисленные интрузии дунит-перидотитовой формации (сергиевский комплекс). Выше по разрезу залегает толща кислых вулканитов и толеитовых базальтов.

Лебединская свита (AR₂lb) сохранилась от размыва на отдельных участках и имеет мощность от 0-5 до 200 м. Свита ограниченно распространена в пределах Льговско-Ракитнянского зеленокаменного пояса и по периферии Старооскольского рудного района. Изотопный возраст цирконов из пород лебединской свиты составляет 2590 88 млн. лет.

Лебединская свита сложена преимущественно основными вулканитами с подчиненным количеством средних и кислых вулканитов и согласно залегает на породах коматиит-базальтовой формации. В состав свиты входят также средние и кислые метаморфизованные туфы, основные туфы, потоки плагиопорфиритов мощностью до 20 м и метабазальты. Породы метаморфизованы до сланцев - кварц-серицитовых, кварц-хлорит-серицитовых, биотит-амфиболовых, а также до актинолит-роговообманковых амфиболитов. Значительная часть разреза представлена вулканогенно-осадочными породами, сохраняющими реликты первичной слоистой текстуры и кристаллокласты плагиоклаза.

Ультракаливые риолиты представляют собой вулканогенные образования, и залегают в верхних частях разреза михайловской серии в районе Стойленского, Коробковского, и Лебединского месторождений.

Во многих скважинах толща вулканитов с размывом и угловым несогласием перекрыта отложениями стойленской свиты курской серии, что позволяет точно установить стратиграфическое положение ультракалиевых риолитов. Мощность отложений достигает 200 м (скв. 5321). Возраст калиевых риолитов составляет 2612 млн. лет [9].

Нижнепротерозойские образования в пределах КМА представлены курской и оскольской сериями, а также различными магматическими образованиями (рис. 2).

Курская серия представлена различными метаморфизованными осадочными породами: морскими хемогенными, грубообломочными прибрежно-морскими и наземными континентальными. Породы курской серии залегают на крыльях рифтогенных структур - Михайловской, Белгородской, Тим-Ястребовской, Волотовской, Рыльской, заложившихся на неоархейской протоплатформе и преобразованных позже в складчатые синформы.

Курская серия включает две свиты; нижнюю - стойленскую и верхнюю - коробковскую. Коробковская свита состоит из четырёх подсвит (снизу вверх): нижней железорудной, нижней сланцевой, верхней железорудной и верхней сланцевой. Все вышележащие породы (метаконгломераты, мраморизованные известняки, доломиты и другие) объединяются в оскольскую серию.

Стойленская свита (K₁st) делится на две подсвиты: нижнюю - песчаниковую (K₁st₁) и верхнюю - сланцевую (K₁st₂). Мощность свиты составляет от 5 до 1000 м. Нижняя подсвита состоит из кварцевых, слюдисто-кварцевых метапесчаников и кварцитов с линзовидными прослоями и пачками высокоглиноземистых сланцев, преимущественно кварц-мусковитовых и двуслюдяных. Также в состав подсвиты входят кварцевые конгломераты и гравелиты в виде линз и прослоев. Верхняя подсвита представлена филлитовидными сланцами - мусковитовыми, кварц-серицитовыми, кварц-мусковитовыми и биотит-мусковитовыми. В верхней части разреза залегают мусковит-биотитовые и биотитовые сланцы часто с углистым веществом.

Коробковская свита (K₁kr) мощностью от первых метров до 1200 м согласно залегает на образованиях стойленской свиты и с размывом перекрывается породами оскольской серии. В наиболее полных разрезах коробковская свита сложена чередующимися толщами железистых кварцитов и сланцев. Хотя и фиксируется латеральная изменчивость разрезов железисто-кремнистых формаций, в целом принимается схема ее четырехчленного деления: первая и третья подсвиты представляют собой железорудные пачки, которые разделяются и перекрываются сланцевыми (второй и четвертой) подсвитами (рис. 2).

Нижняя (первая) подсвита железистых кварцитов мощностью до 750 м сложена в основном магнетитовыми, грюнерит-магнетитовыми, рибекит-магнетитовыми и карбонатно-магнетитовыми железистыми кварцитами. В основании, кровле и внутри подсвиты на границах сланцевых прослоев отмечены прослои безрудных и малорудных кварцитов мощностью до 5-10 м.

Нижняя (вторая) подсвита сланцев мощностью от 10 до 120 м отделяет друг от друга подсвиты железистых кварцитов. Подсвита сложена в основном сланцами, нередко филлитовидными углеродисто-кварц-слюдяными, кварц-биотитовыми и кварц-мусковитовыми с пиритом и пирротином, иногда с гранатом, плагиоклазом и андалузитом.

Верхняя (третья) подсвита железистых кварцитов мощностью от первых десятков метров до 500-870 м представлена, главным образом, гематит-магнетитовыми кварцитами с прослоями магнетит-гематитовых, гематитовых, грюнерит-магнетитовых, рибекит-магнетитовых и карбонатно-магнетитовых железистых кварцитов.

Верхняя (четвертая) подсвита сланцев завершает разрез курской серии. Она встречается только в пределах крупных синформ и частично сохранилась от размыва на Новоялтинском, Михайловском, Лебединском, Стойленском месторождениях. Подсвита имеет мощность от 0 до 400 м и сложена углеродисто-слюдистыми, кварц-мусковитовыми, кварц-хлорит-мусковитовыми, кварц-мусковит-карбонатными сланцами

Отложения оскольской серии с несогласием перекрывают породы курской серии. В составе оскольской серии в пределах Тим-Ястребовской, Волотовской и Михайловской синформ выделяются роговская, курбакинская, тимская и глазуновская свиты. Границей между курской и оскольской сериями является кровля филлитовидных сланцев верхней сланцевой подсвиты, если нет видимого несогласия, или подошва обломочных отложений в случае наличия признаков размыва нижележащих пород.



Рисунок 2. Разрезы палеопротерозойских образований в синформах КМА [по 9].

Условные обозначения: 1 - железистые кварциты; 2 - сланцы; 3 - доломиты; 4 - карбонатсодержащие сланцы; 5 - метариолиты; 6 - метаконгломераты; 7 - метапесчаники; 8 - метабазиты; 9 - углеродистые сланцы; 10 - кора выветривания; 11 - граница фаций

Роговская свита (K₁rg) мощностью до 750 м развита в пределах Тим-Ястребовской, Волотовской, Рыльской и Михайловской структур. В ее составе выделяются две подсвиты. В Тим-Ястребовской структуре нижняя подсвита мощностью от 40-80 до 300 м и более представлена филлитовидными, кварц-биотитовыми, двуслюдяными, нередко углистыми сланцами, иногда со ставролитом и магнетитом, в подошве встречены брекчии, песчаники, конгломераты. Верхняя подсвита мощностью до 450 м сложена карбонатно-слюдяными, амфибол-биотит-карбонатными сланцами с прослоями кальцитовых и доломитовых мраморов и кварц-слюдяных углистых сланцев.

Курбакинская свита (K₁kb) мощностью не менее 1000 м развита в Михайловской структуре и несогласно залегает на породах курской серии. Отложения курбакинской свиты представлены терригенно-осадочными и вулканогенно-осадочными породами. Нижняя терригенно-осадочная подсвита залегает на сланцах или железистых кварцитах коробковской свиты. В основании свиты находится базальный горизонт конгломерато-брекчий мощностью до 60 м, сложенных слабоокатанными обломками гематитовых кварцитов, жильного кварца и сланцев с серицит-кварцевым и карбонатно-кварцевым цементом. Выше по разрезу залегают сланцы кварц-серицитовые с прослоями метаалевролитов, метапесчаников и конгломерато-брекчий железистых кварцитов. Верхняя подсвита (вулканогенно-осадочная) представлена кислыми эффузивами, их туфами и туффитами, переслаивающимися со слюдистыми и кварц-слюдистыми сланцами и песчаниками.

Тимская свита (K₁tm) мощностью до 2 км залегает в ядрах Волотовской и Тим-Ястребовской структур и сложена углистыми кварц-серицитовыми сланцами, алевролитами, алевропесчаниками с пачками карбонатно-слюдистых мраморов, конгломератов, конгломерато-брекчий. Среди сланцев встречаются пластообразные тела основных и средних измененных пород. Тимская свита делится на две подсвиты: нижнюю существенно сланцевую и верхнюю существенно вулканогенную.

Глазуновская свита (K₁gl), вулканогенная, развита ограниченно в пределах Воронецко-Алексеевской синклинорной зоны и сложена туфами, андезитовыми порфиритами, базальтовыми афиритами, агломератовыми туфобрекчиями, туфоконгломератами.

1.2 Магматизм

Нижнеархейские интрузивные магматические образования представлены бесединским комплексом - габбро-амфиболитами и серпентинитами, которые широко развиты в Курско-Бесединском, Комаричском и Касторненско-Ливенском блоках. Это небольшие по размерам интрузии (0.3-2 км², протяженностью от 150-200 м до 7500 м и мощностью от 50 до 100 м), пласто- и линзообразные, в основном согласные с вмещающими метаморфическими породами. Интрузии слабо дифференцированы, как правило двучленные перидотит-пироксенитовые, реже с многократным чередованием перидотита, пироксенита и горнблендитов. Габброиды секут ультраосновные породы и оказывают на них метаморфическое воздействие.

Плутоногенные ультрамафиты сергиевского комплекса представлены многочисленными телами среди вулканитов и вулканогенно-осадочных пород михайловской серии в пределах зеленокаменных поясов. Тела ультрамафитов имеют вытянутую форму и протяжённость 1.5-2.5 км, ширину 0.3-0.5 км, мощность от 25 до 140 м.

Атаманский комплекс представлен крупными интрузиями гранитов возрастом 2586 100 млн. лет, распространенными на всей территории КМА.

Раннепротерозойские магматические образования представлены комплексами, сформированными в различных геодинамических обстановках: 1) рифтовой (остаповский, золотухинский, осколецкий); 2) орогенной (стойло-николаевский); 3) раннеплатформенной (смородинский) и 4) платформенной (дубравинский, шебекинский, малиновский).

Осколецкий комплекс представлен интрузиями плагиогранитов, прорывающими и частично мигматизирующими образования курской серии. Он представлен двумя небольшими массивами, вытянутыми в северо-западном направлении.

Остаповский комплекс представлен субвулканическими телами калиевых метариолитов в Михайловской структуре.

Золотухинский комплекс представлен группами интрузий, ориентированных вдоль тектонических зон и разрывных нарушений в палеопротерозойских синформах. Ультраосновные породы (пироксениты, верлиты, дуниты, гарцбургиты, лерцолиты) первой фазы слагают штокообразные или межпластовые полого- и крутопадающие тела овально-вытянутой, изометрично-округлой или неправильной формы размером от 0.2 до 1 км² - как самостоятельные, так и пространственно совмещенные с габброидами. Контакты габброноритов с ультраосновными породами сопровождаются зонами метасоматических преобразований ультрамафитов. Мощности зон контактового изменения составляют от 0.5 до 3-10 м. По мере приближений к контакту с ультраосновными породами уменьшается зернистость габброноритов, повышается содержание биотита, наблюдается амфиболизация, что является свидетельством их более позднего образования. Габбронориты и ультраосновные породы золотухинского комплекса секутся дайками габбро-долеритов смородинского комплекса, в эндоконтакте которых отмечаются оталькование и амфиболизация, а дайки сопровождаются зонами закалки. В Тим-Ястребовской и Волотовской структурах образования золотухинского комплекса представлены метагаббро, метапироксенитами и оливиновыми метаплагиопироксенитами, образующими силлы мощностью от нескольких метров до 30-40 м. Породы интрузий представляют собой единый ряд от метапироксенитов до метагаббро. Самые мощные из них неотчетливо расслоены, причем верхние части расслоенных интрузий сложены габбро, нижние - оливиновыми плагиопироксенитами.

Стойло-николаевский комплекс преимущественно распространен в пределах и обрамлении Тим-Ястребовской структуры, хотя тела комплекса встречаются на всей площади КМА. В Тим-Ястребовской структуре находятся Прилепская, Екатериновская, Роговская, Щигровская, Северо-Щигровская, Стойло-Николаевская и другие интрузии. Стойло-Николаевский массив на юго-восточном замыкании структуры является петротипом. Интрузии представляют собой изометричные или вытянутые в северо-западном или меридиональном направлении массивы и штокообразные тела площадью от 2.5 до 26 км². Они рассекают складчатые структуры образований курской и оскольской серии. На контакте вмещающие породы подвержены ороговикованию, скарнированию, гидротермальным преобразованиям, пронизаны многочисленными апофизами и мелкими жилами лампрофиров, диоритовых порфиритов и гранодиорит-порфиров. Интенсивность и характер изменений вмещающих пород меняются в зависимости от их исходного состава и близости к контакту с интрузиями. Породы стойло-николаевского комплекса также широко развиты в виде маломощных дайковых тел. Возраст пород стойло-николаевского комплекса составляет 2045-2049 млн. лет [10]. Все интрузии комплекса зональны - периферические части сложены диоритами, которые через кварцевые диориты постепенно переходят в гранодиориты в центральных частях массивов. Интрузивные породы часто содержат ксенолиты измененных вмещающих пород, количество которых возрастает в эндоконтактовых зонах интрузий.

Смородинский комплекс широко развит в северо-западной части КМА, образуя тела габбро-долеритов, пространственно приуроченные к Смородинско-Ушаковской зоне, секущей основные складчатые структуры КМА. Тела комплекса разнообразны по форме, размерам, структуре, составу и степени дифференциации. Габбро-долериты комплекса прорывают отложения глазуновской свиты.

Интрузии малиновского комплекса распространены практически на всей территории КМА в виде даек и мелких (1-5 км²), средних (до 15-20 км²) интрузивных тел, прорывающих отложения нижнего и верхнего архея, нижнего протерозоя. Контакты с вмещающими породами резкие, рвущие. Возраст цирконов из пород малиновского комплекса составляет 2040 30 млн. лет.

Шебекинский комплекс распространен в приосевой части Белгородской синклинальной структуры и представлен двумя интрузивными массивами - Шебекинским и Шляховским, прорывающими отложения курской и оскольской серий. Размер интрузий составляет около 50 км². Возраст цирконов из пород шебекинского комплекса составляет 2066 14 млн. лет. Центральная часть Шебекинского массива представлена основными меланократовыми породами, периферийная - сиенитами.

Дубравинский комплекс представлен щелочными породами и карбонатитами, приуроченными к зоне глубинных разломов субмеридиональной ориентировки. Возраст комплекса, определенный К-Ar методом, составляет 1940 50 млн. лет.

2. Методика исследований

Изученные образцы представляют собой керн скважин, отобранный в ходе написания бакалаврской работы.

Из образцов были изготовлены прозрачно-полированные шлифы, изученные оптически и с помощью растрового электронного микроскопа с энерго-дисперсионным анализатором.

Изучение и фотографирование шлифов проводилось на микроскопе Olympus (ВГУ), а затем на растровом электронном микроскопе Jeol 6380 LV с энерго-дисперсионным анализатором INCA 250 (ВГУ). Условия локальных анализов минералов: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток поглощения электронов на Сu 1-2 нА, диаметр зонда 1-3 мкм, фокусное расстояние 10 мм, время набора спектра 70 с. Кристаллохимические коэффициенты минералов рассчитаны с помощью программы PetroExplorer.

Содержания петрогенных элементов в породах определены на рентгенофлуоресцентном спектрометре S8 Tiger (Bruker AXS GmbH, Германия) (ВГУ). Излучатели для определения главных петрогенных окислов и микрокомпонентов готовились методом сплавления. Образцы были истерты в порошок с крупностью зерен ~ 50 мкм. Затем методом квартования отобрана навеска массой 1 г. Далее пробы были высушены при температуре 110? С до состояния воздушно-сухой пробы, затем - прокалены до постоянной массы при температуре 1000° С. Прокаленные пробы были сплавлены с боратным флюсом (Lithium Tetraborate) при температуре 1150° С в течение 10 минут. В результате получены стекла для рентгенофлуоресцентного анализа. Обработка результатов проводилась посредством разработанных методик в программе Spectra Plus (Bruker AXS GmbH, Германия).

Малые и редкие элементы определены методом индукционно-связанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием анализа (ICP-MS) в Аналитическом сертификационном испытательном центре Института проблем технологии микроэлектроники и особочистых материалов (АСИЦ ИПТМ) РАН. Разложение образцов пород, в зависимости от их состава, проводили путем кислотного вскрытия как в открытой, так и в закрытой системах. Пределы обнаружения для редкоземельных элементов (REE), Hf, Ta, Th, U составляли 0.02-0.03 ppm, для Nb, Be, Co - 0.03-0.05 ppm, для Li, Ni, Ga, Y - 0.1 ppm, для Zr - 0.2 ppm, для Rb, Sr, Ba - 0.3 ppm, для Сu, Zn, V, Cr - 1-2 ppm. Ошибки определения концентраций составляли от 3 до 5 мас. % для большинства элементов.

3. Характеристика и стратиграфическое положение игнатеевской свиты

Игнатеевская свита была выделена из состава нижней подсвиты стойленской свиты на основании резко отличного вещественного состава рассматриваемых пород от страто- и литотипа этой подсвиты, выделенных в Старооскольском районе КМА. В состав свиты включены полимиктовые метаконгломераты, метагравелиты и метапесчаники с прослоями олигомиктовых и перекрывающая их пачка карбонатных пород.

В Старооскольском районе, где находится лито- и стратотип стойленской свиты, нижняя подсвита залегает на размытой поверхности архейских образований и сложена кварцитами и олигомиктовыми кварцевыми метапесчаниками, иногда слюдистыми с прослоями (до 0.5-1.0 м) мусковитовых, биотит-мусковитовых и хлорит-мусковитовых сланцев. В нижней части разреза нередко присутствуют линзовидные пласты (до 7 м) кварцевых конгломератов.

В Михайловском районе на Игнатеевском участке наклонными скважинами получен практически перекрытый разрез. В этом разрезе на архейских образованиях снизу вверх залегают:

- пачка полимиктовых метаконгломератов мощностью около 150 м;

- пачка полимиктовых крупнозернистых гравелитистых метапесчаников с редкой галькой кварца, кварцитов, плагиогранитов и сланцев мощностью 130 м;

- пачка переслаивания полимиктовых метаконгломератов и метагравелитов мощностью около 60 м;

- пачка средне-крупнозернистых полевошпат-слюдисто-кварцевых метапесчаников с прослоями полимиктовых метагравелитов с галькой кварца, сланцев и плагиогранитов мощностью около 240 м;

- пачка крупнозернистых гравелитистых метапесчаников серицит-полевошпат-кварцевых с прослоями полимиктовых и реже олигомиктовых метагравелитов и метаконгломератов, мощностью до 40 м;

- пачка средне- до крупнозернистых гравелитистых метапесчаников серицит-полевошпат-кварцевых мощностью до 60 м;

- пачка доломитов с тонкими слойками сланцев и редкими прослоями метагравелитов и метапесчаников мощностью до 120 м.

Уже предварительное сравнение разреза игнатеевской свиты в литотипом Старооскольского района делает очевидным их несопоставимость. Терригенные и карбонатные породы, относимые к игнатеевской свите, прослежены скважинами на протяжении около 14 километров.

Рисунок 3. Схематическая геологическая карта Михайловской структуры.

Условные обозначения: 1 - обоянский комплекс (AR₁ob); 2 - михайловская серия (AR₂mh); 3 - игнатеевская свита (AR₂ig); 4 - стойленская свита (PR₁st); 5 - коробковская свита (PR₁kr); 6 - роговская свита (PR₁rg); 7 - курбакинская свита (PR₁kb); 8 - золотухинский комплекс (нPR₁z); 9 - стойло-николаевский комплекс (гдPR₁sn); 10 - атаманский комплекс (гPR₁at); 11 - возраст магматических образований и метаморфических событий; 12 - железистые кварциты; 13 - сланцы; 14 - доломиты; 15 - метаконгломераты; 16 - метапесчаники; 17 - метабазиты; 18 - метариолиты; 19 - гранитоиды.

Мощность игнатеевской свиты между Игнатеевским, и расположенном к югу Хальзевским разрезами, уменьшается за счет уменьшения мощности терригенных пород с 680 до 110 метров, а карбонатная пачка остается достаточно выдержанной. Южнее Хальзевского разреза на 7 километров (скв. 3797) выклинивается и карбонатная пачка до 4 метров.

В действующей схеме стратиграфии докембрия ВКМ игнатеевская свита рассматривается как нерасчлененные архей-протерозойские образования. В Михайловской структуре образования игнатеевской свиты без несогласия подстилают породы стойленской свиты, относимой к нижнему протерозою (рис. 2, 3, 4). Игнатеевская свита в Михайловской структуре с несогласием подстилается образованиями михайловской серии верхнего архея. В Тим-Ястребовской структуре образования игнатеевской свиты отсутствуют, а породы стойленской свиты залегают непосредственно на ультракалиевых риолитах лебединской свиты, возраст которых достоверно определен как 2612 млн. лет [11].



Рисунок 4. Схематическая колонка скважины 3573.

Перекрывающие стойленскую свиту железисто-кремнистые формации коробковской свиты имеют возраст не моложе 2050 млн. лет. Таким образом, породы стойленской и коробковской свит должны были сформироваться в промежуток с 2612 до 2050 млн. лет назад. Учитывая существенную мощность данных отложений, для образования которой требовался весьма продолжительный промежуток времени, подстилающие их образования игнатеевской свиты следует отнести, скорее к неоархею, нежели к палеопротерозою. Данный вывод согласуется с результатами корреляций, проведенных для различных сегментов докембрийской коры, предположительно составлявших ранее единый суперконтинент Ваалбара [12]. Кратоны Пилбара (Австралия), Каапвааль (Африка), Курский блок и Украинский щит обнаруживают существенное сходство геологических разрезов докембрия, что позволяет предположить, что в архее и раннем протерозое данные сегменты древней коры представляли собой единое целое. В частности, на кратоне Каапвааль железисто-кремнистая формация Куруман (аналог коробковской свиты Курского блока) подстилается сланцами Клейн Нот (аналог стойленской свиты), которые, в свою очередь, залегают на карбонатной платформе Кэмпбеллренд, которую, в связи с вышеизложенным, следует рассматривать как аналог игнатеевской свиты Курского блока. Возраст формации Кэмпбеллренд определен как 2588-2550 млн. лет [13], что, вероятно, следует считать и возрастом верхней карбонатной подсвиты игнатеевской свиты.

4. Минералогия, петрография, геохимия и условия метаморфизма конгломератов игнатеевской свиты

Конгломераты игнатеевской свиты полимиктовые, серые до темно-серых с зеленоватым оттенком со слабо выраженной сланцеватостью и бласто-псефитовой структурой (рис. 5). Распределение обломков в целом по толще неравномерное, выделяются отдельные интервалы (мошностью 0.5-2.0 м), где галек мало, и порода по существу представлена метапесчаниками или метагравелитами. Содержание гальки достигает в основном 40-50%, реже 60-80% объема породы. Цементирующим обломки материалом являются метапесчаники. Состоит цементирующий материал из кварца 20-60 %, плагиоклаза 10-45 %, мусковита 5-33 % (табл. 1), биотита 5-20 % (табл. 2), хлорита 0-25 % (табл. 3), кальцита 0-15 % (рис. 7, 8, 9). Рудные минералы представлены пиритом, халькопиритом, ильменитом; акцессорные - рутилом, титанитом, бастнезитом, цирконом, фтор-апатитом без примеси редкоземельных элементов (табл. 4) (рис. 6, 7, 8). Биотит в конгломератах игнатеевской свиты среднежелезистый (X_Mg от 0.32 до 0.47, среднее - 0.45), существенно титанистый (содержание TiO₂ от 1.81 до 3.83 мас. %, среднее - 2.30). Обломочный материал в цементе представлен кварцем (нередко голубым), плагиоклазом, плагиогранитами (обычно бесцементные срастания кварца и плагиоклаза), сланцами и кварцитами.

Таблица 1. Составы и кристаллохимические коэффициенты мусковита из конгломератов игнатеевской свиты

	3573/1	3573/513,6	3573/555
	1	1	6	12	19	2	7	15
SiO2	44,21	47,65	48,39	46,36	48,35	50,59	47,77	49,33
TiO2	1,85	0,70	-	0,55	0,64	0,72	-	0,55
Al2O3	28,32	28,15	26,74	26,23	29,30	27,56	28,64	28,93
Cr2O3	-	-	-	-	-	-	-	-
FeO	4,86	4,85	4,55	4,42	5,61	5,46	4,27	4,47
MnO	-	-	-	-	-	-	-	-
MgO	1,95	1,92	2,52	2,32	2,58	2,57	2,20	2,58
CaO	-	-	-	-	-	-	-	-
Na2O	-	-	-	-	-	-	-	-
K2O	10,57	10,57	10,88	10,76	10,64	11,59	11,41	10,14
Сумма	91,76	93,84	93,08	90,64	97,12	98,49	94,29	96,01
Si	3,11	3,28	3,34	3,29	3,21	3,32	3,25	3,31
Ti	0,10	0,04	-	0,03	0,03	0,04	-	0,03
Al	2,35	2,28	2,18	2,20	2,29	2,13	2,30	2,29
Cr	-	-	-	-	-	-	-	-
Fe3+	0,18	0,02	0,10	0,13	0,13	0,14	0,20	-
Fe2+	0,11	0,26	0,17	0,13	0,19	0,16	0,05	0,25
Mn	-	-	-	-	-	-	-	-
Mg	0,20	0,20	0,26	0,25	0,26	0,25	0,22	0,26
Ca	-	-	-	-	-	-	-	-
Na	-	-	-	-	-	-	-	-
K	0,95	0,93	0,96	0,97	0,90	0,97	0,99	0,87

Продолжение табл. 1

	3573/2	3573/529,5
	1	1	8	17	18
SiO2	48,70	48,77	42,04	46,71	47,68
TiO2	0,43	0,45	-	-	0,74
Al2O3	31,65	28,95	26,35	26,34	26,48
Cr2O3	-	-	-	-	-
FeO	3,00	4,80	5,06	5,01	6,83
MnO	-	-	-	-	-
MgO	1,18	2,13	1,93	2,30	3,43
CaO	-	-	-	-	-
Na2O	0,34	-	-	0,50	-
K2O	11,15	10,62	10,27	9,85	10,61
Сумма	96,44	95,72	85,65	90,72	95,78
Si	3,23	3,28	3,15	3,31	3,22
Ti	0,02	0,02	-	-	0,04
Al	2,48	2,30	2,33	2,20	2,10
Cr	-	-	-	-	-
Fe3+	-	-	0,34	0,15	0,30
Fe2+	0,16	0,27	-	0,15	0,08
Mn	-	-	-	-	-
Mg	0,12	0,21	0,22	0,24	0,34
Ca	-	-	-	-	-
Na	0,04	-	-	0,07	-
K	0,94	0,91	0,98	0,89	0,91

Как правило, размер обломков в цементируюшей массе изменяется от псаммитовой до гравелистой фракции. Размер обломков обычно достигает нескольких миллиметров. Окатанность о6ломков повышается в сланцевых разностях, но в основном и среди них преобладают среднеокатанные разности. Цементируются они кварц-слюдистым или кварц-кар6онат-слюдистым материалом. Плагиоклаз в обломках средне и сильно изменен - серицитизирован. Нередко серицитизация сопровождается соссюритизацией, хлоритизацией и карбонатизацией. По составу плагиоклаз кислый - содержание альбитового минала составляет от 84 до 100 %, в среднем 95 % (табл. 5). Плагиоклаз в обломках плагиогранитов менее изменен и от обломочного отличается гипидиоморфными зернами. Иногда отмечаются метагравелиты, полностью состоящие из обломков плагиогранитов, сцементированных слюдистым материалом (гл. 520,5) или с большим количеством сланцевых обломков (489,0). Крупный обломочный материал (галька) состоит из ортосланцев, плагиогранитов, кварцитов, редко из кварца и микроклиновых гранитов. Наиболее распространены гальки ортосланцев и плагиогранитов. Размер обломков в основном достигает 5-10 см, нередко 20-25 см, и в единичных случаях до 0.7 м (гл.568.1). Окатанность о6ломков от плохой до хорошей - в основном средняя. В сланцевых разностях обычно окатанность выше.



Рисунок 5. Фотографии шлифов конгломератов игнатеевской свиты.

а - обр. 3573/555, б - обр. 3573/1, в - обр. 3573/517, г - 3573/2, д, е - 3573/529,5.

(а, в, д) - при одном николе; (б, г, е) - николи скрещены.

Таблица 2. Составы и кристаллохимические коэффициенты биотита из конгломератов игнатеевской свиты

	3573/1	3573/513,6
SiO2	34,96	36,32	37,78	36,85	36,05	35,87	36,57	35,12	36,23	37,30	33,92
TiO2	2,65	1,92	2,07	1,92	2,27	2,48	2,32	2,43	1,82	2,74	2,27
Al2O3	16,63	15,37	15,59	15,34	15,39	14,85	15,07	15,49	15,33	14,45	15,11
FeO	25,72	22,12	21,17	21,67	22,22	22,82	21,70	23,15	21,64	21,03	20,27
MnO	0,60	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-
MgO	6,86	10,54	10,61	10,44	9,63	10,26	10,41	10,10	9,43	10,11	10,16
CaO	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-
Na2O	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-
K2O	8,83	9,64	9,23	9,44	9,75	9,18	9,40	9,36	9,59	9,14	8,99
Сумма	96,26	95,91	96,45	95,65	95,31	95,47	95,47	95,66	94,04	94,77	90,71
Si	2,80	2,84	2,94	2,89	2,85	2,83	2,88	2,77	2,90	2,96	2,80
Al	1,20	1,16	1,06	1,11	1,15	1,17	1,12	1,23	1,10	1,04	1,20
У	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00
Al	0,36	0,25	0,36	0,31	0,28	0,22	0,27	0,21	0,34	0,32	0,27
Fe	1,72	1,44	1,37	1,42	1,47	1,51	1,43	1,52	1,45	1,40	1,40
Mg	0,82	1,23	1,23	1,22	1,13	1,21	1,22	1,19	1,12	1,20	1,25
Ti	0,16	0,11	0,12	0,11	0,13	0,15	0,14	0,14	0,11	0,16	0,14
Mn	0,04	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-
Ca	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-
Na	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-
У	3,10	3,04	3,09	3,06	3,02	3,08	3,06	3,06	3,02	3,07	3,05
K	0,90	0,96	0,91	0,94	0,98	0,92	0,94	0,94	0,98	0,93	0,95
X(Mg)	0,32	0,46	0,47	0,46	0,44	0,45	0,46	0,44	0,44	0,46	0,47

Продолжение табл. 2

	3573/555		3573/529,5
SiO2	36,05	36,88	37,22	36,96	35,98	34,80	35,57	36,40	34,52
TiO2	2,39	1,90	1,82	2,27	1,81	2,94	1,94	2,14	3,83
Al2O3	15,33	15,19	15,49	15,14	14,74	16,33	15,13	15,10	14,99
FeO	22,51	22,04	21,24	20,76	21,47	22,79	21,44	20,97	22,17
MnO	0,48	-	-	-	-	-	-	0,43	0,41
MgO	10,32	10,43	9,85	10,24	10,35	10,64	10,49	10,29	10,71
CaO	-	-	-	-	-	0,27	-	-	-
Na2O	-	-	-	-	-	-	-	-	-
K2O	9,49	9,66	9,68	9,40	9,69	7,82	9,71	9,73	8,52
Сумма	96,58	96,10	95,30	94,77	94,04	95,60	94,80	95,08	95,15
Si	2,81	2,88	2,93	2,93	2,87	2,75	2,82	2,87	2,74
Al	1,19	1,12	1,07	1,07	1,13	1,25	1,18	1,13	1,26
У	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00	4,00
Al	0,22	0,28	0,37	0,34	0,25	0,26	0,24	0,28	0,14
Fe	1,47	1,44	1,40	1,37	1,43	1,50	1,42	1,38	1,47
Mg	1,20	1,21	1,16	1,21	1,23	1,25	1,24	1,21	1,27
Ti	0,14	0,11	0,11	0,14	0,11	0,17	0,12	0,13	0,23
Mn	0,03	-	-	-	-	-	-	0,03	0,03
Ca	-	-	-	-	-	0,02	-	-
Na	-	-	-	-	-	-	-	-	-
У	3,06	3,04	3,03	3,05	3,02	3,21	3,02	3,02	3,14
K	0,94	0,96	0,97	0,95	0,98	0,79	0,98	0,98	0,86
X(Mg)	0,44	0,46	0,45	0,47	0,46	0,45	0,47	0,46	0,46

Рисунок 6. Снимки конгломератов игнатеевской свиты в отраженных электронах (а - обр. 3573/1, б-е - обр. 3573/513.6). Номера точек соответствуют номерам анализов в табл. 1-5.

В геохимическом отношении конгломераты игнатеевской свиты характеризуются высокими содержаниями кремнезёма (от 61.0 до 76.9 мас. %, среднее 68.1), умеренной глиноземистостью (A/CNK от 1.06 до 2.62, среднее 1.75), низкой изветковистостью (среднее содержание CaO 0.72 мас. %) (табл. 6, рис. 9). Среднее содержание редкоземельных элементов в конгломератах игнатеевской свиты составляет 128.5 г/т. Содержания редких земель резко фракционированы с заметным преобладанием легких редкоземельных элементов (значение (La/Yb)_n в среднем составляет 31.5) и отсутствием существенных отрицательных европиевых аномалий (Eu/Eu* в среднем составляет 0.83) (табл. 7, рис. 10).

Рисунок 7. Снимки конгломератов игнатеевской свиты в отраженных электронах (обр. 3573/592.5). Номера точек соответствуют номерам анализов в табл. 1-5.

Таблица 3. Составы хлорита из конгломератов игнатеевской свиты

	3573/513,6	3573/2	3573/529,5
	13	4	5	11
SiO2	24,63	24,95	25,85	25,16
TiO2	-	-	-	-
Al2O3	19,47	19,25	19,22	19,13
Cr2O3	-	-	-	0,34
FeO	24,81	33,79	26,15	25,20
MnO	-	-	0,42	0,34
MgO	14,26	9,21	14,41	14,70
CaO	-	-	-	-
Na2O	-	-	-	-
K2O	-	-	-	-
Сумма	83,16	87,21	86,06	84,87

Таблица 4. Составы апатита из конгломератов игнатеевской свиты

	3573/1	3573/513,6	3573/555	3573/2	3573/529,5
	2	9	18	4	9	2	9
P2O5	41,35	39,75	34,83	36,85	37,67	42,19	40,36
CaO	53,30	52,89	47,14	47,84	50,29	55,01	54,84
FeO	-	-	-	4,15	-	-	-
F	5,64	4,79	6,04	-	4,08	6,34	6,32
Сумма	100,29	97,43	88,01	88,83	92,03	103,54	101,51

Таблица 5. Составы и кристаллохимические коэффициенты плагиоклаза из конгломератов игнатеевской свиты

	3573/513,6	3573/555	3573/529,5
	11	14	16	25	1	13	3
SiO2	68,15	68,70	68,29	67,76	67,45	68,15	66,35
TiO2	-	-	-	-	-	-	-
Al2O3	20,05	19,43	19,46	19,18	19,77	20,11	21,12
FeO	-	-	-	0,55	-	-	0,55
MnO	-	-	-	-	-	-	-
MgO	-	-	-	-	-	-	-
CaO	-	-	-	-	0,72	-	0,27
Na2O	11,55	12,17	12,01	9,97	11,80	11,72	10,20
K2O	-	-	-	2,98	-	0,26	1,26
Сумма	99,76	100,31	99,76	100,44	99,74	100,25	99,73
Si	2,98	2,98	2,98	2,97	2,95	2,97	2,93
AlIV	1,03	0,99	1,00	0,99	1,02	1,03	1,10
Fe3+	-	-	-	-	-	-	0,02
	4,01	3,98	3,98	3,99	3,97	4,00	4,04
Ca	-	-	-	-	0,03	-	0,01
Na	0,98	1,02	1,02	0,85	1,00	0,99	0,87
K	-	-	-	0,17	-	0,01	0,07
	0,98	1,02	1,02	1,01	1,03	1,00	0,96
Ort	-	-	-	0,16	-	0,01	0,07
Ab	1,00	1,00	1,00	0,84	0,97	0,99	0,91
An	-	-	-	-	0,03	-	0,01

Рисунок 8. Снимки конгломератов игнатеевской свиты в отраженных электронах (а, б, в - обр. 3573/555, г, д - обр. 3573/2). Номера точек соответствуют номерам анализов в табл. 1-5.



Рисунок 9. Составы конгломератов игнатеевской свиты на диаграммах Харкера



Рисунок 10. Распределение редкоземельных элементов в конгломератах игнатеевской свиты, нормализованное к хондриту.

Таблица 6. Содержания петрогенных окислов в конгломератах игнатеевской свиты, мас. %

	3573/555	3573/534.9	3573/510.6	3573/569	3573/570	3573/514
SiO2	65,40	63,90	61,00	75,90	76,90	65,50
TiO2	0,60	0,46	0,57	0,23	0,19	0,54
Al2O3	13,25	15,00	18,30	11,30	9,24	14,80
Cr2O3	0,01	0,02	0,01	0,01	0,02	0,01
Fe2O3	6,00	6,94	5,93	3,98	4,95	5,83
MnO	0,07	0,05	0,04	0,02	0,03	0,04
MgO	2,73	3,30	2,71	1,73	2,65	2,62
CaO	2,19	0,64	0,63	0,09	0,04	0,71
Na2O	3,31	3,01	2,90	0,16	0,34	2,44
K2O	2,73	3,69	5,52	4,13	2,67	4,39
P2O5	0,07	0,13	0,25	0,02	0,01	0,12
SrO	0,01	0,02	0,01	0,02	0,01	0,01
BaO	0,07	0,09	0,16	0,21	0,13	0,11
П.п.п	2,87	2,00	2,12	1,84	1,90	1,84
Сумма	99,08	99,25	100,14	99,64	99,06	98,96
A/CNK	1,06	1,48	1,54	2,30	2,62	1,47

Таблица 7. Содержания малых и редких элементов в конгломератах игнатеевской свиты, г/т

	3573/555	3573/534.9	3573/510.6	3573/569	3573/570	3573/514
Sc	9	14	11	5	3	10
V	73	101	142	38	37	98
Cr	110	110	30	70	150	50
Ni	65	81	60	21	59	55
Co	21	24	19	10	21	19
Cs	3,09	3,03	3,77	4,80	2,97	3,44
Rb	68,9	95,3	149,5	78,1	53,5	115,5
Sr	209,0	165,5	106,0	167,5	36,4	118,5
Ba	644	825	1450	1825	1145	939
Zr	104	135	277	111	78	118
Y	10,2	13,3	16,1	6,3	3,7	12,8
Nb	4,2	5,2	5,4	4,0	3,3	6,6
Ta	0,3	0,5	0,3	0,4	0,4	0,4
Hf	2,5	3,8	6,1	3,1	2,2	3,2
Th	6,21	9,73	23,0	8,63	6,31	7,95
U	1,61	2,40	2,48	2,26	4,34	1,82
La	30,2	42,4	32,6	33,3	22,9	39,4
Ce	56,9	75,5	61,3	48,4	36,3	70,3
Pr	5,96	8,16	6,77	4,54	3,60	7,87
Nd	20,2	28,9	23,8	14,8	12,0	27,0
Sm	3,65	4,45	4,27	1,70	1,70	4,28
Eu	0,81	1,13	1,01	0,43	0,44	0,95
Gd	2,37	3,37	3,85	1,41	1,33	3,44
Tb	0,31	0,45	0,50	0,15	0,16	0,46
Tm	0,18	0,19	0,24	0,08	0,08	0,17
Ho	0,38	0,48	0,56	0,18	0,14	0,43
Er	1,11	1,25	1,56	0,44	0,31	1,03
Yb	1,13	1,17	1,42	0,45	0,35	1,03
Lu	0,20	0,17	0,20	0,08	0,08	0,13
Cu	13	40	1	3	21	7
Mo	1	2	1	8	16	3
Zn	56	59	39	18	28	44
Pb	8	6	5	3	5	7
Ga	16,2	16,7	21,7	15,2	12,0	18,9
W	3	3	6	4	5	4
As	1,5	1,3	0,3	1,7	1,1	1,0
Bi	4,60	0,20	0,08	0,13	0,11	0,13
Hg	0,006	0,006	0,005	0,012	0,005	0,005
Sb	0,50	0,07	0,10	0,11	0,08	0,08
Se	0,2	0,2	0,2	0,2	0,3	0,3
Te	0,39	0,02	0,01	0,03	0,03	0,01
УREE	123,40	167,62	138,08	105,96	79,39	156,49
Eu/Eu*	0,84	0,89	0,76	0,85	0,89	0,76
(La/Yb)n	19,17	25,99	16,48	53,08	46,93	27,44

Ввиду отсутствия в конгломератах игнатеевской свиты минеральных ассоциаций, подходящих для определения условий метаморфизма при помощи наиболее часто применяемых минеральных геотермобарометров, температурные условия метаморфизма определены при помощи биотитового термометра [14] по соотношениям содержаний Ti, Fe и Mg в биотитах из конгломератов игнатеевской свиты. Согласно [14], применение данного термометра правомерно для пород, включающих титан-содержащие акцессорные минералы (рутил, титанит, ильменит). Конгломераты игнатеевской свиты удовлетворяют этому условию (рис. 6, 7, 8). Диапазон температур, полученных для биотитов из различных образцов конгломератов составил от 401 до 611 °C, составляя в среднем 470 °C (табл. 8). Таким образом, конгломераты игнатеевской свиты, вероятно, были метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации.

Таблица 8. Результаты определения температуры метаморфизма конгломератов игнатеевской свиты по биотитовому термометру [14]

	3573/1	3573/513,6
Ti (ф.е)	0,16	0,11	0,12	0,11	0,13	0,15	0,14	0,14	0,11	0,16	0,1
X(Mg)	0,32	0,46	0,47	0,46	0,44	0,45	0,46	0,44	0,44	0,46	0,4
T °С	501	410	448	410	465	511	494	488	401	531	442
	3573/555	3573/529,5
Ti (ф.е)	0,14	0,11	0,11	0,14	0,11	0,17	0,12	0,13	0,23
X(Mg)	0,44	0,46	0,45	0,47	0,46	0,45	0,47	0,46	0,46
T °С	488	410	405	498	410	543	448	472	611

Заключение

В результате изучения конгломератов игнатеевской свиты Воронежского кристаллического массива было установлено, что они представляют собой полимиктовые, серые до темно-серых породы со слабо выраженной сланцеватостью и бласто-псефитовой структурой. Цементирующий материал состоит из кварца, плагиоклаза, мусковита, биотита, кальцита. Рудные и акцессорные минералы представлены пиритом, халькопиритом, рутилом, ильменитом, цирконом, апатитом, титанитом. По химическому составу породы являются умеренно глиноземистыми, с пониженным содержанием кальция, сильным фракционированием редкоземельных элементов с преобладанием легких редких земель. Температуры метаморфизма, определенные по биотитовому термометру, позволяют отнести конгломераты игнатеевской свиты к амфиболиотовой фации метаморфизма.

магматизм минералогия кристаллохимический мусковит

Список литературы

1. Доброхотов М.Н. Некоторые вопросы геологии докембрия КМА // Материалы по геологии и полезным ископаемым центральных районов европейской части СССР. Вып. 1. - 1958, С. 80-93.

2. Бочаров В.Л., Фролов С.М., Плаксенко А.Н., Левин В.Н. Ультрамафит-мафитовый магматизм гранит-зеленокаменной области КМА // Воронеж. Изд-во ВГУ. 1993. 176 С.

3. Артеменко Г.В. Геохронология Среднеприднестровской, Приазовской и Курской гранит-зеленокаменных областей УЩ и ВКМ: Автореф. дисс. докт. геол.-минерал, наук. Киев, 1998. 232 с.

4. Савко К.А., Самсонов А.В., Ларионов А.Н., Кориш Е.Х., Базиков Н.С. Архейская тоналит-тродньемит-гранодиоритовая ассоциация Курского блока, Воронежский кристаллический массив: состав, возраст и корреляция с комплексами Украинского щита // Доклады Академии Наук. 2018. Т. 478. № 3. С. 335-341.

5. Лебедев И.П. К вопросу о геологической природе глубинных неоднородностей земной коры Воронежского кристаллического массива и истории их формирования в раннем докембрии.// Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей. Труды международной конференции.-Воронеж: ВГУ, 1998,с.308-315.

6. Щипанский А.А., Самсонов А.В., Петрова А.Ю. Ларионова Ю.О. Геодинамика восточной окраины Сарматии в палеопротерозое // Геотектоника. 2007. № 1. С. 43-70.

7. Окончательный отчет по теме 34-94-51/1 «Изучение особенностей геологического строения и металлогении Воронежского кристаллического массива с целью составления прогнозно-металлогенических карт м-ба 1:500000 за 1991-1999 гг.» (объект 360)// Отв. исполн. В.И. Лосицкий. 3 тома, 7 книг, 12 папок. Том 1. Воронеж 1999. Фонды.

8. Савко К.А., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Кориш Е.Х., Пилюгин С.М., Артеменко Г.В., Кориковский С.П. Возраст метаморфизма гранулитовых комплексов Воронежского кристаллического массива: результаты U-Pb геохронологических исследований монацита // Доклады Академии Наук. 2010. Т. 435. № 5. С. 647-652.

9. Холин В.М. Геология, геодинамика и металлогеническая оценка раннепротерозойских структур КМА. Автореф. дисс.... канд. геол.-мин. наук. Воронеж, 2001. 24 с.

10. Савко К.А., Самсонов А.В., Базиков Н.С., Козлова Е.Н. Палеопротерозойские гранитоиды Тим-Ястребовской структуры Воронежского кристаллического массива: геохимия, геохронология и источники расплавов // Вестник Воронежского университета, серия Геология. 2014. № 2. С. 56-78.

11. Савко К.А., Холина Н.В., Холин В.М., Ларионов А.М. Возраст неоархейских ультракалиевых риолитов - важный геохронологический репер эволюции раннедокембрийской коры Воронежского кристаллического массива // Материалы VI Российской конференции по изотопной геохронологии. СПб.: Sprinter, 2015. С. 247-249.

12. Савко К.А., Самсонов А.В., Холин В.М., Базиков Н.С. Мегаблок Сарматия как осколок суперконтинента Ваалбара: корреляция геологических событий на границе архея и палеопротерозоя// Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2017. Т. 25. № 2. С. 3-26.

13. Beukes N.J., Klein C., Kaufman A.J., Hayes J.M. Carbonate petrography, kerogen distribution, and carbon and oxygen isotope variations in an Early Proterozoic Transition from limestone to iron-formation deposition. Transvaal supergroup, South Africa// Econ. Geol. 1990. V. 85. No. 4. P. 663-690.

14. Henry D.J., Guidotti C.V., Thomson J.A. The Ti-saturation surface for low-to-medium pressure metapelitic biotites: Implications for geothermometry and Ti-substitution mechanisms// American Mineralogist. 2005. V. 90. P. 316-328.

Размещено на Allbest.ru