Рябиновый массив

Рябиновский массив

Рябиновский массив расположен  на западной окраине Эльконского горста в пределах Западно-Эльконского  ареала мезозойских изверженных пород, занимающего эпицентральное положение в ЦАРМС.

Западно-Эльконский ареал на эрозионной поверхности имеет четко выраженную концентрически радиальную структуру (рас.2 рис.) с особенно отчетливыми радиальными элементами, проявляющимися наиболее ярко в размещении малых тел, в первую очередь даек.  Геометрический центр ареала находится радиально расходящихся  истоках р.р. Элькон, Эльконкан, Курунг-Сала, Юкунгра.

Западно-Эльконский ареал изверженных пород на эрозионном срезе представляет одноименную рудно-магматогенную систему , контролируемую сопряжением Томмот-Эльконского магмаконтролирующего разлома с региональными разломами других направлений: Северо- Алданским широтным, Конкулахским северо-западным и север-северо-западным Байонай-Джекондинским

Западно-Эльконская РМС в отдельных участках осложнена дочерними магматогенными системами концентрического строения. К ним относится локальные 2 порядка Рябиновская РМС. В центре этой РМС и находится Рябиновский массив, состоящий из трех относительно самостоятельных интрузивных тел, расположенных один относительно другого в виде "цепи" северо-восточного простирания радиально относительно  эпицентра.

Центральное место в этой "цепи" занимает собственно Рябиновский лополит к северо-востоку от него расположен энтмолит Мусковитовый, а к юго-западу после сиенитоидов, отторженное, по-видимому пост интрузивными дислокациями от главного лополита (рис   ).

Центральный лополит имеет  неправильную эллипсовидную форму (рис. ). Он несколько вытянут на северо-восток и имеет размеры по длинной оси 4 км, по короткой поперечной, 3 км. Вмещающими лополит образованиями на эрозионном срезе являлись главным образом карбонатные породы венд-палеозойского чехла (юдомские доломиты) и еще более юрские терригенные отложения (песчаники и алевролиты) почти полностью уничтоженные эрозией и сохранившиеся в виде фрагментов по его периферии в виде довольно многочисленных сильно метаморфизованных и фенитизированных ксенолитов в кровле. По периферии массива вмещающими являются также породы кристаллического фундамента. Эти же образования являются вмещающими очевидно и его корневой части. Лополит Рябиновский следовательно формировался вблизи дорифейской поверхности кристаллического фундамента главным образом в осадочных толщах венда и юры. В придонной части (в основании) породы лополита залегают либо на фрагментах осадочного чехла мощностью до 100 м-150, либо непосредственно на кристаллическом фундамента.

Примечательной особенностью структуры лополита является наличие, соответствующей ему (заполненной им) мульдообразной депрессии, своего рода кальдеры оседания. "Кальдера" фиксируется на наличие по периметру лополита упоминавшихся выше осадочных пород венда и юры. Отсутствующих в непосредственном окружении массива где на более высоких гипсометрических уровнях (на 100-300 м) обнажается раннедокембрийский кристаллический фундамент. Упомянутые осадочные породы наклонены во внутрь лополита ("кальдеры" оседания)  под углами 25-30. Возвышение кристаллического фундамента по примеру "кальдеры" (и лополита)  может рассматриваться как краевой вал формирование которого было, очевидно, сопряжено с образованием. Подтверждением этому тезису может служить наличие останцов осадочных отложений венда и юры непосредственно за внешними границами "вала" на гипосометрических уровнях сравнимых с их положением по периметру лополита (рис.   ).

Важной структурной особенностью лополита является наличие радиальной системы разломов (особенно отчетливо выраженный в южном окружении массива) "разбивающих" раму на ряд секториальных блоков, смещенных относительно друг друга. Наличие радиальных разломов при отсутствии куполообразования может свидетельствовать об их имульсной природе и, следовательно, об импульсной (импульсно-очаговой) природе кальдерообразной депрессии. В этом случае для определения глубины залегания основания "кальдеры" (и лополита) возможно применить эмпирические формулы А.И.Петрова (1989) рассчитанные для структур такого типа:h=d/zSinL.(1. cosL), где d- диаметр системы, L-угол погружения ограничивающих систему разломов. Если величину  угля L в нашем случае принять равной 30º (под таким углом падает контакт лополита на юго-востоке), а среднюю величину диаметра лополита 3,5 (3,0) км , то h= 3,5 (3,0)/2.0,5.0,14=0,49 (0,42) км, т.е. 420 -490 м. Поскольку отсчет ведется от высотных отметок 700-800 м (на таких гипсометрических уровнях зафиксирован контакт лополита на юго-западе), то основание лополита, в соответствии с этими расчетами, находится на гипсометрическом уровне порядка 200-300 м. По формулам А.И.Петрова может быть рассчитана и глубина залегания импульсного очага (источника импульсной энергии т.е. его гипоцентра)

1,8-2,0 км ниже уровня моря. Логично предположить, что  импульсный очаг совпадает с периферическим магматическим очагом, разрядка накопившейся энергии в котором  и явилась причиной импульсивного (взрывного) эффекта.

Приведенные значения следует по-видимому принимать как сугубо приблизительные, однако вполне отражающие порядок нескольких значений. Лополит Рябиновский сложен породами фергусит (лейцитит) щелочно -сиенитовой формации различной фациальной принадлежности.  Чрезвычайно высокая степень фенитизации как вмещающих так и изверженных пород лополита снивелировала различия между ними, настолько что во многих случаях их диагностика весьма затруднительна. Этим обусловлено  то обстоятельство, что геологические карты Рябиновского массива разных авторов весьма значительно отличаются  и имеют по существу разное содержание- см. геол.карты В.Зайцева и соавторов (  ), А.Я.Кочеткова (199  ), А.Н.Угрюмова (  ). В. Элюева и соавторов (  ).

На карте Е.П.Максимова (1991), прилагаемой к настоящему отчету (рис.   ) , в составе Рябиновского массива впервые выделены три интрузивные тела, разделенные выходами интенсивно фенитизированного кристаллического фундамента или точнее сказать фенитами, по породам фундамента ранее включаемых в состав  массива.

Центральное телобыло собственно Рябиновский лополит сложен преимущественно в разной степени фенитизированными эгирин-авгитовыми сиенитами, интрудирующими их в центре лополита мусковитизированными, первично фельдшпатоидными (в т.ч. по-видимому псевдолейцитовыми сиенитами и различного рода фенитами. Кроме того, в составе массива на его западной окраине и вблизи юго-восточной развиты тела эгириновых сиенит-порфиров. Значительная часть массива сложена щелочнополевошпатовыми трахитами, трахит-порфирами и их эксклюзивными брекчиями, как правило, интенсивно фенитизированными и представляющими собой по существу фениты, среди которых трахиты и их брекчии образуют отдельные  фенитизированные фрагмнты. В теле лополита, кроме того, отмечаются небольшие выходы фельдшпатоидсодержащих, в том числе мусковитизированных пуласкитов. В юго-восточной части лополита в прирусловой части руч. Рябиновый отмечается небольшой выходметаморфизованных псевдолейцитовых фонолитов.

В непосредственной близости от лополита к северо-востоку от него расположен зональный этмолит Мусковитовый (рис.  ). В плане он имеет форму вытянутого на северо-восток эллипса размерами 3,2 км по длине 1,5-2,0 км в поперечнике. В центре этмолит сложен мусковитизированными сиенитами с овальными агрегатами мусковита, очевидно, развитыми по псевдолейциту. В направлении от центра эти породы сменяются мусковитизированными фельдшпатоидными сиенитами и далее по периметру этмолита- фельдшпатоидсодержащими пуласкитами. На северо-западе и, отчасти, на юго-востоке вдоль внешнего контура пуласкитов прослеживается прерывистая полоса малигнитов, местами переходящими в пироксениты. Северо-западная краевая часть этмолита сложена эгирин-авгитовыми щелочнополевошпатовыми сиенитами, широко развитыми, как отмечалось, в составе Рябиновского лополита.

Картированием, а так же дешефрированием аэрофотоснимков установлено наклонное залегание пород во внутрь этмолита, по его периферии под углом 30-40º.

Интрузивное тело неправильной треугольной в плане формы расположено в непосредственной близости от Рябиновского лополита к юго-западу (рис.  ). Структура этого тела нерасшифрована. Возможно оно является тектоническим отторженцем от основного тела- рябиновского лополита.

В составе рассматриваемого тела широко развиты эгирин-авгитовые и нефелиновые сиенита. В ассоциации с последними встречаются малигниты. Процессы фенитизации в пределах этого тела и во  вмещающих его породах развиты значительно слабее чем в центральном лополите и его окружении.

К северу от основного лополита на правом склоне долины руч. Лишнего в его верхнем течении А.Н.Угрюмовым (1984) закартировано также тело "эруптивных" брекчий "флогопитовых пикритов", окаймленное полукольцевым  интрузией эгирин-авгитовых сиенитов.

Выявление возрастной последовательности формирования различных пород массива существенно затруднено из-за высокой степени метасоматических изменений, наложенных почти на все типы пород и затрудняющих их диагностику и тем самым возрастное расчленение.

Наиболее ранними породами являются очевидно метаморфизованные псевдолейцитовые фонолиты, образующие очень небольшой выход в ложе долины руч. Рябинового, вблизи устья руч. Старательского. Эти породы являются вещественными и, очевидно, возрастными аналогами вулканогенных пород Якокутского и других массивов и могут быть отнесены к средне-позднеюрскому этапу магматической деятельности ЦАРМС.

Одними из наиболее ранних пород массива являются также эгирин-авгитовые, фельдшпатоидсодержащие и щелочнополевошпатовые сиениты. Эти породы встречаются в виде обломков в брекчиях (щелочнополевошпатовых) трахитов, вместе с последними они во многих местах подвержены интенсивному эгирин-калишпатовому метасоматозу. Они, и фениты по ним, пронизаны жилами нефелиновых сиенитов и пуласкитов (щелочные фельдшпатоидные и фельдпатоидсодержащие сиениты). Упомянутые щелочнополевошпатовые трахиты метасоматически изменены, (фенитизированы так, что их первичный состав не диагностируется). Эти породы некогда слагали значительную часть северной половины (г.Рябиновый) центрального лополита. Они по существу представляют собой эгирин-калишпатовые фениты. Щелочно-полевошпатовые трахиты встречаются также в виде обломков в крупном  эксплюзивном теле на южных границах лополита (высота 965,6).

Описанные породы прорваны штоками малигнитов и в связанных с ними фельдшпатоидных  сиенитов, позднеюрского-раннемелового этапа. Следовательно щелочнополевошпатовые сиениты и трахиты принадлежат средне-позднеюрскому этапу магматической деятельности. Наиболее поздними породами этого  этапа являются, очевидно, сельвсбергит и тингуаит (?) – порфиры. Это порфировые породы с крупными  вкрапленниками  полевого шпата и мелкозернистой основной массой эгирин-калишпатового состава, содержащей нередко

Петрохимические особенности пород Рябиновсокго м-ва отражены на диаграммах "щелочи-кремнезем", (K2O+Na2O)- AI2O3-(FeO+MgO+CaO). Из анализа диаграмм следует, что породы щелочносиенитовой серии этого массива (эгирин-авгитовые сиениты основной фации и пуласкиты) в целом являются более щелочными за счет более высокого содержания К2О, чем породы аналогичных серий других интрузий ЦАР. Например, пород Томмотского м-ва на диаграмме щелочи-кремнезем все точки состав этих пород  располагаются на границе субщелочных и щелочных магматитов, главным образом в поле щелочных пород, а на  тройной диаграмме вариационная линия щелочносиенитовой серии располагается ниже аналогичной линии Томмотского массива.

Тренд эволюции "малигнитовой" серии Рябиновского массива на обеих диаграммах весьма близок тренду эволюции фергуситовой серии Якокута, что подтверждает отмеченные выше особенности состава пород, рассматриваемых обычно в качестве малигнитов и шонкинитов по существу это фергуситы.

Позднеюрский –раннемеловой этап начинается с образования интрузий малигнитов, описываемых иногда как шонкиниты (Ерешев и др, 1942), но по химизму отвечающие по существу фергуситам (чрезвычйно близки например  к фергуситам Хайвуд, Монтана США). К этому же этапу относятся нефелиновые  и псевдолейцитовые сиениты и сиенит-порфиры, подвергнутые, как правило, интенсивной мусковитизации. Одним из наиболее поздних пород рассматриваемого этапа являются по- видимому фельдшпатоидсодержащие щелочные сиениты-пуласкиты, образующие в частности периферическое тело этнеолита Мусковитового. Эти породы, как и нефелиновые сиениты, образуют жилы в фенитизированных эгирин-авгитовых сиенитах.

В западной части упомянутой интрузии расположено небольшое (   ) штокообразное тело сиенит-пегматитов, более позднее по отношению вмещающим его мусковитизированным сиенитам. Жилы сиенит-и гранит-пегматитов встречаются во всех отмеченных выше породах.

В охарактеризованных выше интрузивных  телах и во вмещающей их раме широко развиты малые тела, главным образом дайки, представленные  лампрофирами (в основном

Схематическая геологическая карта

участка "Трудового" составил В.И.Уютов по материалам Е.П.Максимова

и автора с использованием материалов ТУГРЭ и ППГО (Максимов, Уютов,1988)

с дополнениями и изменениями Е.П.Максимова (2001)

1-Аллювиальные четвертичные отложения; 2-неоген-четвертичные отложения карстовых депрессий; 3-6- раннемеловые дайки, мелкие штоки, диатремы: субщелочных и щелочноземельных сиенит-порфиров и ортофиров, 4-псевдолейцитовых и лейцитовых базальтоидов, 5-щелочных трахитов и ортоклазовых базальтоидов, 6- малигнитов (фергуситов); 7-13-позднеюрские-раннемеловые образования; 7- скарны и мраморы, 8- меди-и лейкократовые субщелочные сиениты, 9-меласиениты и монцониты, 10-щелочнополевошпатовые сиениты, 11- монцошонкиниты,12- цеолитовые лаурвикиты, 13- шонкиниты,14-15- средне-позднеюрские породы; 14- ортофиры, сиенит-порфиры, лейкотрахиты; 15- биотит-пироксеновые лампрофиры (минетты); 16-18- вмещающие породы; 16- блоки юрских песчаников и алевролитов в диатремах щелочных трахитов; 17- карбонатные породы венд-нижнекембрийского платформенного чехла; 18- породы раннедокембрийского кристаллического фундамента; 19- место находок алмазов (ориентирвочно).