Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Вулканизм и минерагения в истории развития арктической зоны северной Евразии 15
1.1. Байкальский - раннекаледонский этапы тектоно-магматической активизации (от венда - до раннего силура) 18
1.2. Поднекаледонский - раннегерцинский тектоно-магматические этапы (поздний силур - ранний карбон) 24
1.3. Позднегерцинский - раннекиммерийский тектоно-магматические этапы (средний карбон - триас) 29
1.4. Позднекиммерийский тектоно-магматический этап (юра - мел). 34
1.5. Альпийский тектоно-магматический этап (палеоген - неоген и четвертичный периоды) 39
Глава 2. Тектонический контроль рудогенеза и вулканизма 51
2.1. Кайнозойский континентальный вулканизм, как маркер древних рудоносных зон разломов 52
2.2. Глубины кристаллизации магмы и завершающие этапы раскрытия Северной Атлантики 66
2.3. Абсолютный возраст глубинных ксенолитов и периоды региональной тектоно-магматической активизации 68
2.4. Медно-порфировое рудообразование и разломная тектоника 77
2.5. Кимберлитовый вулканизм и разломная тектоника
Глава 3. Палеозойский вулканизм и минерагения арктической зоны Евразии 90
3.1. Палеозойский вулканизм и медноколчеданное оруденение 91
3.2. Хромитоносность палеозойских плутонов Полярного Урала 92
3.3. О перспективах меденосности верхнє девонских базальтов архипелага Новая Земля 93
3.4. Павловское полиметаллическое месторождение на Новой Земле. 108
3.5. Палеозойский кимберлитовый вулканизм и связанная с ним алмазоносность 112
3.6. Кимберлитовый вулканизм на архипелаге Шпицберген 122
Глава 4. Мезозойский вулканизм и минерагения арктической зоны северной Евразии 141
4.1. Юрско-меловой базальтовый вулканизм арктических островов Баренцева моря 142
4.2. Рудоносность мезозойских плутонических комплексов Норильского региона 151
4.3. Проявления мезозойского вулканизма на северо-востоке Сибирской платформы 154
4.4. Мезозойский кимберлитовый вулканизм северо-востока Сибирской платфрмы 158
4.5. Особенности минералогического состава кимберлитового вулканизма восточного Прианабарья 164
4.6. Типохимические особенности пироповых гранатов из кимберлитов Среде- и Нижне-Куонамского полей 175
4.7. О типохимизме микрокристаллического ильменита из кимберлитовых трубок восточного Прианабарья 187
Глава 5. Кайнозойский вулканизм и минерагения арктической зоны Севрной Евразии 206
5.1. Попигайская, Карская и Усть-Карская кольцевые структуры 208
5.2. Алмазоносность Попигайской кольцевой структуры 218
5.3. Позднекайнозойский вулканизм арктической окраины Евразии и ассоциирующие с ним глубинные ксенолиты 225
5.4. Базальты вулканов Шпицбергена 253
5.5. Вулканы хребта Гаккеля 347
Глава 6. Новые методы прогнозирования и поисков месторождений полезных ископаемых 357
6.1. Методы поисков кимберлитовых месторождений алмазов по минералам-спутникам алмазов 358
6.2. Кластеризация составов пикроильменитов в прогнозировании алмазных месторождений на примере Анабарского района (республика Саха) 359
6.3. Технологии поисков кимберлитовых месторождений алмазов в новых алмазоносных районах 385
Заключение 396
Список литературы
- Поднекаледонский - раннегерцинский тектоно-магматические этапы (поздний силур - ранний карбон)
- Глубины кристаллизации магмы и завершающие этапы раскрытия Северной Атлантики
- О перспективах меденосности верхнє девонских базальтов архипелага Новая Земля
- Мезозойский кимберлитовый вулканизм северо-востока Сибирской платфрмы
Поднекаледонский - раннегерцинский тектоно-магматические этапы (поздний силур - ранний карбон)
В атласе приняты главные таксонометрические единицы районирования вулканизма, основой выделения которых послужили два определяющих фактора: масштабы распространения и продолжительность их существования. Вулканическая провинция или пояс - региональный таксон, продолжительность существования которого занимает несколько геологических периодов и имеет площадь распространения в несколько миллионов квадратных километров. Область или зона меньше площади провинции и составляет сотни тысяч квадратных километров, как правило, развивается в течение нескольких периодов или эпох. Вулканический район занимает десятки тысяч квадратных километров и образуется в рамках времени, сопоставимого с одним геологическоим периодом.
Однако в атласе рассмотрена лишь континентальная часть Северовосточной Евразии, в то время как арктический шельф и острова остались практически не учтены. При составлении карт диссертационной работы по районированию ареалов распространения основных вулканических формаций были дополнены площади вулканизма на арктической акватории и островной суше.
Оригинальные данные по архипелагам Шпицберген, Новая Земля, Земля Франца Иосифа, арктической Якутии и полуострову Чукотка были собраны автором в ходе полевых работ в период с 1971 по 2000 г.г.
Наиболее полной и насыщенной современными данными по рудогенезу вулканических формаций Востока России является монография Дальневосточного отделения РАН выпущенная в свет в 2006 году, под редакцией члена - корреспондента РАН А.И. Ханчука - Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России. В двух книгах приведены подробные данные по специализации вулканических и рудных поясов, зон, отдельных районов и крупных месторождений, приводится исторический анализ их образования.
Вулканическая формация определяется в соответствии с принятым понятием магматических формаций (Кузнецов, 1964) как обобщенная модель ассоциации вулканических пород со сходными особенностями состава, строения и соотношения с окружающей средой, устойчиво повторяющихся в геологическом пространстве и времени. С вулканическими формациями связывают проявления и месторождения полезных ископаемых следующих групп: черные металлы, цветные металлы, благородные металлы и неметаллическое минеральное сырье.
Современные классификации месторождений полезных ископаемых по генетическому признаку разделяют вулканогенные рудные формации на следующие типы. 1. Вулканогенно-осадочные стратиформные, связанные с конкретной вулканогенными формациями. Они, как правило, удалены на некоторое расстояние от вулканических построек. 2. Рудные формации колчеданных месторождений близвулканической зоны. 3. Рудные формации, месторождения которых связаны непосредственно с вулканической породой или отдельным вулканическим телом. 4. Вулканогенно-гидротермальные субвулканические близповерхно-стные рудные формации, парагенетически связанные с пропилитовыми метасо-матитами. Характеризуются наложенностью оруденения на структуру рудов-мещающих вулканогенных формаций. 5. Гидротермальные и гидротермально - метасоматические рудные формации умеренных глубин. Парагенетически связаны с интрузивными телами, прорывающими рудовмещающие вулканиты. Оруденение эпигенетично к интрузивам и стратифицированным вулканитам. Байкальский - раннекаледонский этапы тектоно-магматической активизации (от венда - до раннего силура)
Подавляющая часть вулканических проявлений в этот период была сосредоточена на территории нынешних Урала и Западной Сибири, расчлененных глубоководными рифтовыми долинами. На территориях Русской и Сибирской платформ вулканизм в это время проявился только в краевых частях и в незначительных по площади и мощности покровных фаций масштабах. В условиях преобладающих процессов растяжения формировались протяженные разломы раздвигового и сдвигового типов. Отчетливая приуроченность вулканических зон к флангам крупных тектонических нарушений рифтового типа свидетельствует о несомненной связи раннепалеозойского вулканизма с завершающей фазой байкальских и началу каледонских тектонических событий, вероятно в этот период здесь преобладали процессы растяжения (рис. 1.1).
В пределах Русской платформы в венде - раннем палеозое выделяют вулканические ареалы в Онежском, Свирском и Тиманском районах. Наиболее масштабные процессы происходили южнее рассматриваемого региона, в обрамлении Украинского щита, где на Волыни широко проявлен базальтовый вулканизм.
На Тимане и в Онежской зоне, на севере Русской платформы, проявлены незначительные по масштабам вулканические образования в виде отдельных трубок взрыва, даек пикрит-меланефеленитовой формации и кимберлитов.
В пределах Баренцевоморской шельфовой плиты, на Шпицбергене проявлены дифференциированные перидотитовые формации разной щелочности, базит-риолитовые и гранитоидные вулкано-плутонические формации. На северо-западе Северного острова Новой Земли картируется верхнепротерозойский Приметнинский вулкано-плутонический комплекс ультраосновных, базитовых и гранитоидных формаций. На Южном острове архипелага выделяют габбро-диабазовую, диабазовую и пикритоидную формации русановского комплекса, соответствующего по возрасту границе позднего ордовика - раннего силура
Глубины кристаллизации магмы и завершающие этапы раскрытия Северной Атлантики
Четвертичные вулканы располагаются в узкой и протяженной зоне - Брейбоген - Бокк-фиорд. Они представлены тремя вулканическими постройками -самый северный стратовулкан Сверрефьеллет, затем трубки взрыва Халвдан-пигген и Сигурдфьеллет. Возраст Сигурдфьеллет - 2,7 млн. лет, Халвданпште-на - 2 млн. лет, а Сверрефьеллет 10 и 6 тыс. лет. Четвертичные базальты по своему составу относятся к производным щелочно - оливин - базальтовой магмы. Вулканизм четвертичных вулканов эволюционировал с юга на север, это направление совпадает с открытием Норвежско-Гренландского бассейна. (Евдокимов, 2000).
Как по составу магм, так и по составу породообразующих минералов вулканы Шпицбергена близки между собой, что отражает схожесть условий генерации магм в течение от 2 млн лет (Халвданпигген) до 6 тыс. лет (Сверрефь -67 еллет).
Отличительной особенностью магм вулканов является наличие большого количества в них мантийных включений. В составах проанализированных вкрапленников оливинов и клинопироксенов из базальтов вулканов Халвдан-пигген и Сверрефьеллет около 70% составляли мантийные минералы (Сущевская, Евдокимов и др., 2004). Их отличало низкое содержание СаО в магнезиальных (Fogi,5-90,5) оливинах и высокая атомарная магнезиальность (91,5-92,5) клинопироксенов. На рисунке 2. 7 показано различие в концентрациях СаО в мантийных и магматических оливинах базальтовых потоков. Надо отметить, что часто мантийные оливины по размеру трудно, если не невозможно, было отличить от магматических, что для подобных случаев нужно учитывать, когда речь идет о валовом составе породы, поскольку большое количество магнезиальных вкрапленников будет влиять на суммарный состав базальта.
Содержания редких элементов в клинопироксенах базальтов характеризуются слабым обогащением наиболее несовместимых элементов от Ва до Sm с характерными для клинопироксенов минимумами на Zr. Этим они отличаются от большинства базальтовых магм от траппов, толеитов до умеренно щелочных, для которых клинопироксен является третьей кристаллизующей фазой, следующей за оливином и плагиоклазом. Для данных типов магм возможна кристаллизация клинопироксена вслед за оливином.
По составам магматических клинопироксенов с использованием метода Нимица была проведена оценка давления их кристаллизации. Метод, основан на проведенном исследовании составов клинопироксенов (Nimis, Ulmer, 1998), в ходе которого было установлено, что при заданном давлении существует линейная связь между объемом ячейки (Vsneram) и объемом ПОЗИЦИИ М] (VMI). При определенном составе расплава объемы Уячешш и VMI линейно уменьшаются по мере увеличения давления. На основании этих зависимостей давление может быть представлено как линейная функция от Уячейки и VMI Существует температурная зависимость распределения железа и магния по пози -68-циям Ml и М2, которая учитывается при расчете математических констант, участвующих в уравнении (Nimis, Ulmer, 1998). Оцененная погрешность для безводных и водонасыщенных магм составляет не больше 1,70 кбар. Необходимо отметить, что используемый геобарометр калибровался на относительно высокомагнезиальных образцах. При увеличении степени дифференцированно-сти объекта возрастает аналитическая погрешность данного метода/Рис .2.8-2.95. Проведенное петролого-геохимическое исследование базальтов Шпицбергена, слагающих вершинные зоны вулканов Сверрефьеллет и Халвданпиг-ген, приуроченных к глубинной разломной зоне Брейбоген-Бокк-фиорд, показало, что базальты относятся к щелочным сериям, содержание калия в которых достигает 1,5-2%. Магматизм хребта Книпович, развитие которого в его современном положении по времени совпадает с активностью вулканов Сверрефьеллет и Халвданпштен, отличается своей толеитовой тенденцией, относительным обогащением натрием и малоглубинным происхождением. В то же время, изливающиеся в его пределах толеиты обладают слабообогащенными литофилами и радиогенными изотопами характеристиками (Сущевская, Черкашов и др.,2004).
Абсолютный возраст глубинных ксенолитов и периоды региональной тектоно-магматической активизации
Своеобразным временным маркером тектоно-магматической активности в регионе могут выступать радиоизотопные датировки сосуществующих минералов в глубинных ксенолитах, выносимых вулканическими аппаратами на дневную поверхность.
Вулканы: Сверрефьеллет, Сигурдфьеллет и Халвданпштен (Hoel, Holtedahl,1911) находятся в пределах блоков, ограниченных дизъюнктивами субмеридиональной ориентировки, конкордантными складчатым структурам архипелага, а также главному нарушению Шпицбергенской зоны трансформных разломов в Гренландском море. Сверрефьеллет и Сигурдфьеллет располагаются в непосредственной близости от этих дизъюнктивов.
Вулканические аппараты представлены трубками взрыва и трещинными подводящими каналами. Совершенно особое место здесь занимает вулкан Свер-рефьеллет, представляющий собой единственную в мире стратовулканическую постройку, сложенную щелочными оливиновыми базальтами (Amundsen et al.,1987; Евдокимов, 2000).
Высота конуса постройки вулкана Сверрефьеллет достигает 506 метров, крутизна склонов конусов не более 15-25 град., реже - менее 15. При этом пирок-ластический материал обычно составляет довольно незначительную часть от общего объема вулканитов, за исключением вулкана Сверрефьеллет, где его почти 50%. Он участвует в строении конусов, переслаиваясь с лавовыми покровами, а также представлен вулканическими «бомбами», размером от первых см до 30 см в поперечнике.
Лавы, формирующие потоки, обычно характеризуются пузыристыми текстурами, реже - канатными. Они имеют порфировое строение с микролитовой либо кристаллитовой основной массой. Во вкрапленниках, составляющих до 15 - 20 %, превалирует оливин, содержащий от 72 до 90 % форросиллитовой молекулы. Кроме того, во вкрапленниках встречаются: титанистый авгит и реже плагиоклаз, лабродор-битовнит.
Обычно все породы кайнотипные. Лавы вулканических конусов сходны с лавами потоков, иногда более плотные, массивные, афировые. Кромки кратеров сложены шлаком, который обычно имеет небольшой удельный вес и даже плавает в воде.
Трубки взрыва представляют собой субизометричные в плане тела, имеющие небольшой размер в поперечнике, первые десятки метров, и субвертикальные контакты. Они выполнены обломками собственно материнских с ксенолитами вмещающих и более глубинных пород, различной размерности и окатанности, сцементированы стекловатым базальтовым материалом пористой и массивной текстуры, нередко интенсивно карбонатизированы или гематити-зированы так, что первичный состав магматических продуктов этих образова -71-ний устанавливается с трудом. Подавляющая часть пород вулканических построек отвечает по составу щелочным оливиновым базальтам с переходами к гавайитам и базанитам.
По мнению Д.В.Семевского (1965) возраст вулкана Сверре можно определить по взаимоотношению морены ледника Адольфа и конуса вулкана. Им был сделан вывод о том, что постройка образовалась после оледенения, сформировавшего нижнюю ступень трога Боккфьорд, но до последних подвижек ледников, происходивших в историческое время. Автор утверждает, что глыбы гранитного состава, расположенные в привершинной части конуса претерпели гидротермальные изменения (карбонатизация и хлоритизация), что свидетельствует о том, что они имеют эксплозивное происхождение. В результате изучения террасового комплекса отложений восточного берега Боккфьорда, незатронутого современной ледниковой деятельностью, было обнаружено множество обломков лав и пирокластики вулканического происхождения в нижней террасе, в интервале абсолютных отметок над уровнем моря от 5 до 14 м. По аналогии с датированным радиоуглеродным методом террасовым комплексом этого же уровня в Биллефьорде (о. Шпицберген) автор считает, что вулкан Сверрефьеллет образовался 4 000 - 6 500 лет тому назад. Эта датировка подтверждена в одной из последних работ (Сироткин, Шарин, 2000). Было установлено два периода вулканизма: в конце неоплейстоцена (11000 - 10000 лет назад) и примерно в конце раннего - среднем голоцене (9000 - 6000 лет назад), именно этим периодам соответствуют повышения концентраций вулканогенных минералов в террасовых отложениях на берегах Боккфьорда.
О перспективах меденосности верхнє девонских базальтов архипелага Новая Земля
В результате исследования минералогических протолочных проб весом до 5 кг в составе даек установлено более 40 минералов. Основными поро-добразующими минералами из даек Вейдефьорда являются: оливин, пироксен и биотит. В теле из Экманфьорда - основной плагиоклаз. Оливин образует фе-нокристы, которые серпентинизированы, оталькованы и карбонатизированы. Оливин же из глубинных ксенолитов в отличие от фенокристов почти неизменен. Показатели преломления позволяют отнести его к 90% форстериту (Ng =1,690, Np=l,651).
Основной плагиоклаз в базальте присутствует в двух разновидностях: в виде порфировых вкраплений и микролитов. В порфировых фенокристах иногда проявлена зональность с понижением основности от центра к краям.
В пикритовых телах Вейдефьрда установлено 4 генерации пироксе-нов: 1) пироксен из ксенолитов; 2) мегакристы пироксена; 3) пироксен фенок-ристаллов; 4) пироксен основной массы. Наиболее распространен в исследуемых породах пироксен четвёртой генерации. Зерна его имеют небольшие размеры (преимущественно 0,0 - 0,3-0,5 мм), соответствующие размерам микролитов основной массы, в зонах эндоконтакта минерал карбонатизирован или хло-ритизирован. Практически все проанализированные пироксены микролитов от-носятся к субкремнистым диопсидам с повышенным содержанием Fe , А1 и иногда Ті4"1" (Добрецов и др., 1971). В количестве от 20 до 30% в пироксенах присутствует чермакитовый минал (табл. 3. 5).
Пироксен в фенокристах редок и нацело замещен вторичными минералами - серпентином или тальком. Мегакристы пироксена представлены ор-топироксеном и клинопироксеном, частично замещенными слюдистыми минералами и карбонатом. Моноклинный пироксен - авгит с повышенным содержа-ниєм натрия, Fe , А1 и иногда Fe , реже - эгирин. В авгитах, в отличие от пи-роксенов микролитов, присутствует жадеитовая компонента в количестве от 3 до 12% и выше, а содержание энстатитового минала составляет примерно 8-13%. В редких случаях мегакристы сложены диопсидом с относительно повышенным количеством А1, Fe3+, Na и иногда Ti4+.
Пироксен в ксенолитах представлен энстатитом и хромсодержащим диопсидом. Диопсиды ксенолитов отличаются нормальным содержанием крем-некислоты и низким количеством чермакитовой компоненты (1-3 %). Кроме того, в диопсидах из дайки базальтоидного состава в Экманфьорде, - не установлены ТЮг, глинозем и щелочи.
Пироксены микролитов и мегакристов даек Земли Андре близки по составу пироксенам из щелочных базальтов (характерны пониженные содержания Si02, повышенные - ТіОг, АЬОз), а пироксены из ксенолитов, обнаруженных в теле № 2 и на Земле Джеймса - 1 по содержаниям в них SiCb, ТЮ2, СГ2О3, СаО, MgO близки к пироксенам из лампроигов и из алмазсодержащих нодулей
Биотит встречается в двух генерациях. Наиболее ранняя - крупные (до нескольких сантиметров) выделения табличек биотита. Несколько позднее, вероятно при автометасоматозе, образовались более мелкие таблички биотита 2, располагающиеся в мезостазисе и по границам фенокристов. К этой же генерации относятся, вероятно, и зерна биотита, кристаллизовавшиеся в миндалинах. В дайке на полуострове Петермана встречены пойкилокристаллы биотита 2, они замещаются вермикулитом.
По своему составу исследованные биотиты сходны с биотитами из лампроитов и щелочных базальтоидов (рис. 3. 13), от биотитов кимберлитов их отличают пониженные содержания SiC и MgO и повышенные - окиси титана, глинозема и железа.
В протолочных минералогических пробах, весом до 5 кг из одного тела, обнаружены акцессорные минералы кимберлитов: гранаты пиропового состава, хромсодержащий диопсид, хромшпинелиды.
Пиропы диагностированы по цвету, показателю преломления и химическому составу. Они присутствуют в виде единичных ксеноморфных зерен, размером 0,2 - 0,8 мм, розового и красного с сиреневатым оттенком цветов в пик-ритах и фиолетово - красного цвета в карбонатизированном базальте. В гранатах из базальта на Земле Джеймса - 1 содержание MgO от 22,1 до 24,5 вес. %, а СГ2О3 1,5-6,1 вес. %. В гранатах из пикритов Земли Андре содержание MgO и Сг203 ниже: 20,7-21,9 и 0,3-2,2, - соответственно. Особенности распределения СГ2О3 - СаО отражены на диаграмме Н.В. Соболева (рис. 3. 14).
Мезозойский кимберлитовый вулканизм северо-востока Сибирской платфрмы
По мнению Дж. Мак Колла лишь 12 кольцевых структур из 196 известных в мире могут считаться доказанными метеоритными кратерами. Из этих 12: Каар, Одесса, Вабар и др.- ударные, а Аризонский кратер и Вульф Крик - взрывные. Попигайский кратер и Карские структуры в этот перечень не входят.
Попигайская кольцевая структура расположена на севере Анабарского щита, в бассейне среднего течения реки Попигай. Она представляет собой в плане изометричную кальдеру диаметром около 80 км, выполненную комплексом пород вулканогенного облика. Время ее образования охватывает период от позднего мела по палеоген включительно, что определено по абсолютным датировкам пород К/Аг методом. Интервал значений составил от 90 до 28 млн лет с максимумом повторяемости в районе 40 - 45 млн лет. Вулканогенные толщи перекрыты четвертичными отложениями (Взрывные кольцевые структуры..., 1985). Впадина обрамляется верхнепротерозойскими, кембрийскими, пермскими и верхнемеловыми отложениями. В пределах кальдеры отмечаются отдельные выходы пород кристаллического основания.
Тектоническая позиция кольцевой структуры определяется стыком крупных структур: Лено-Анабарского прогиба и Анабарской антиклизы, а также пограничными зонами глубинных разломов: Молодо-Попигайской и Муна-Анабарской.
Попигайская структура выделяется в гравитационном поле отрицательными значениями и слабой интенсивностью магнитного, концентрически отстроенного, поля.
Центральная часть структуры выполнена криптовулканитами (Взрывные кольцевые структуры ..., 1985), мощностью более 1,5 км. Внутреннее кольцевое поднятие имеет внешний диаметр около 50 км и ширину 5 - 8 км. Почти все кольцо внутреннего поднятия представлено криптовулканитами мощностью 0,5 - 0,8 км. С внешней стороны кольцевое поднятие охвачено желобом, ограни-ченным кольцевыми, крутопадающими к центру кратера разломами и более глубокими впадинами. Одной из таких впадин является Чорду-Далдынский грабен в южной части котловины. Чорду-Далдынский грабен имеет линейную направленность в северовосточном направлении, параллельно разломам, ограничивающим грабен с двух сторон простираются вытянутые тела экструзивно-покровных вулканогенных формаций - тагамитов.
Выделяется две основных разновидности слагающих структуру пород, различающихся по количеству связующей брекчии стекловатой массы: массивные лавоподобные тагамиты и стекловато-обломочные зювиты. В свою очередь в зювитах выделяют агломератовые зювитыс содержанием стекла от 10 до 50%. Обломки стекол в этих породах имеют остроугольную и овальную формы и средний размер от 0,3 до 1 - 3 см, редко до 10 - 15 см. Крупные обломки окрашены в светлосерые оттенки, иногда с пемзовидной поверхностью. Ксенолиты представлены кристаллическими породами Анабарского массива, практически не оплавленными, фрагментами перкрывающих осадочных отложений.
Зювиты имеют непрерывный ряд перехода в коптокластиты - вулканические пески, рыхлые образования из зерен кварца и полевого шпата размером 1-2 мм, здесь же находят фрагменты обугленной древесины, янтаря, окатанную гальку тагамитов и зювитов. Витрокластические зювиты характеризуются содержанием стекла от 75 до 90%; и имеют игнимбритоподобный облик Стекла витрок-ластических зювитов темноокрашенные, причудливой флюидальной формы как бы растворяются в связующей основной массе породы. Туфовидные зювиты по В.Л. Масайтису представляют собой мелкообломочные породы, часто пористые, иногда с хлоритом, цеолитами халцедоном, кристобалитом.
Тагамиты - более молодые по отношению к зювитам, витрофировые породы. Тагомиты различают двух типов: с тонкими каймами свежего стекла вокруг ксенообломков и второго типа, где ксенообломки практически исчезают в толстых каймах новобразованного стекла с параллельным образованием микролитов ортопироксена, типичного минерала закалочной фазы.
По содержаниям кремнезема и щелочей тагамиты попадают в поле андезито-дацитов и в отличие от последних обогащены титаном, двухвалентным железом и магнием, но обеднены глиноземом, трехвалентным железом и натрием, характеризуются повышенным отношением калия к натрию.
В виду перечисленных выше особенностей вулканитов Попигайской структуры и в значительной мере возобладавшей концепцией ударно-метеоритного генезиса, породы Попигайской котловины получили название импактиты. Однако, по мнению ряда исследователей генезис Попигайской структуры скорее вулканогенный. Например в последней работе академика А.А. Маракушева и А.В. Боброва (2005), посвященной классификации алмазоносных горных пород, принадлежность зювитов и тагамитов к вулканогенным формациям особого флюидно-эксплозивного типа не вызывает сомнения. «Полифациальность свойственна и взрывным алмазоносным породам (тагами-там, зювитам и пр.), генетически связанным с платформенными депрессиями (так называемыми «астроблемами»). Алмазоносность в них проявляется при наличии центральных взбросов кристаллического фундамента в виде гранито-гнейсовых поднятий (Пучеж-Катункская структура на Русской платформе) или громадных пластин, расходящихся от центра структур (Попигайская структура на севере Сибирской платформы). Эти взбросы обусловлены глубинными флюидными взрывами огромной мощности, генерирующими и алмазоносные расплавы, которые затем внедряются в гранито-гнейсовые поднятия в виде диат-рем и отчасти выбрасываются на поверхность, образуя покровы зювитов и тагамитов. Их отчасти стекловатое сложение и другие признаки отражают окончательную консолидацию в условиях низкого давления далеко за пределами физико-химического режима глубинных взрывных очагов, генерировавших алмазную минерализацию этих пород».
