Введение
Западная Монголия характеризуется широким развитием разновозрастных гранитоидов, относящихся к различным петрогеохимическим типам, с которым связано эндогенное оруденение различных металлов – Cu, Au, W, Mo, Sn. Тургенигольский массив приурочен к Хархиринской складчатой зоне Западной Монголии и располагается вблизи крупного эпитермального месторождения серебра Асхатин. Актуальность выявления геохимических особенностей и петрологии массива. Цель исследования – осветить геохимические и петрологические особенности Тургенигольского массива Западной Монголии.
Геохимия и петрология тургенигольского массива
Тургенигольский массив локализуется в приграничной части Западной Монголии и Республики Алтай в правом борту р. Асхатин. Массив имеет овальную форму и размеры 10×8 км. Он входит в состав юстыдского комплекса. В его составе выделяются 3 фазы: 1- крупнокристаллические порфировидные амфибол-биотитовые граниты, 2- среднекристаллические биотитовые лейкограниты, 3- мелкокристаллические двуслюдяные лейкограниты. Последовательность формирования и состав породных типов Тургенигольского массива весьма близки к таковым петротипического Юстыдского массива на территории Горного Алтая. По комплексу признаков порфировидные граниты юстыдского комплекса весьма близки к древним гранитам рапакиви, имеющим возраст 1, 65 млрд. лет. Авторы считают, что гранитоиды юстыдского комплекса являются анорогенными гранитами А2 – типа и самыми молодыми гранитами рапакиви в Мире [3]. Возраст гранитоидов Юстыдского массива по двум пробам составляет 375,1±5,4 млн. лет и 375,4±5,5 млн. лет, соответственно, по результатам датирования по цирконам U-Pb методом (SHRIMP II) [7].
Отличительными чертами гранитов Тургенигольского и Юстыдского массива являются: светло-серый цвет с кремовым оттенком, наличие в виде первичного темноцветного минерала биотита, а в грубопорфировидных меланократовых рапакивиподобных разновидностях - биотита и амфибола. Мусковит чаще всего первичный магматогенный в заключительных фазах и редко - наложенный, широко развит в лейкогранитах и грейзенизированных разностях. В порфировидных разновидностях размеры порфировых выделений микроклина от 0,5 см до 4 см, количество вкрапленников изменяется от единичных зерен до 35-40 %. Порфировидные кварц-плагиоклазовые породы содержат около 20% крупных (от 1 до 2-3 см) вкрапленников олигоклаза (№ 20-25), замещающегося мусковитом и клиноцоизитом. Основная масса состоит из зерен (около 1 мм) кварца (35%) и альбита (40%). В качестве акцессориев присутствуют ильменит, циркон, апатит. Представительные анализы указанных фаз приведены в табл. 1.
Таблица 1
Представительные анализы гранитоидов Тургенигольского массива
|
Оксиды, %, элементы, г/т |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
|
SiO2 |
71,8 |
71,5 |
75,7 |
75,2 |
76,7 |
77,0 |
76,3 |
|
TiO2 |
0,57 |
0,62 |
0,22 |
0,24 |
0,03 |
0,05 |
0,02 |
|
Al2O3 |
13,51 |
13,15 |
13,1 |
12,92 |
13,8 |
12,1 |
13,93 |
|
Fe2O3t |
3,51 |
4,65 |
1,7 |
2,10 |
0,94 |
2,41 |
0,95 |
|
MnO |
0,06 |
0,05 |
0,02 |
0,04 |
0,01 |
0,02 |
0,01 |
|
MgO |
0,57 |
0,61 |
0,24 |
0,20 |
0,03 |
0,05 |
0,02 |
|
CaO |
1,63 |
1,72 |
1,03 |
1,05 |
0,22 |
0,20 |
0,15 |
|
Na2O |
2,55 |
2,94 |
3,15 |
2,70 |
3,61 |
3,32 |
3,65 |
|
K2O |
5,16 |
4,87 |
4,92 |
5,18 |
4,51 |
4,66 |
4,41 |
|
P2O5 |
0,11 |
0,11 |
0,06 |
0,07 |
0,05 |
0,05 |
0,05 |
|
Be |
5,1 |
5,2 |
5,4 |
5,5 |
5,6 |
5,6 |
5,5 |
|
Li |
22 |
24 |
23 |
24 |
30 |
35 |
33 |
|
Sn |
3,8 |
4,0 |
5,0 |
5,1 |
6,1 |
6,5 |
6,3 |
|
Cs |
4,8 |
5,0 |
5,3 |
5,5 |
7,3 |
8,1 |
7,5 |
|
Cr |
40,2 |
34,6 |
28,4 |
122,0 |
19,9 |
13,7 |
19,9 |
|
V |
30,8 |
36,8 |
10,0 |
12,7 |
2,5 |
5,48 |
2,5 |
|
Ni |
3 |
4 |
3 |
5 |
4 |
3 |
2 |
|
Co |
1 |
2 |
2 |
5 |
3 |
2 |
2 |
|
Sc |
5,5 |
6,0 |
5,8 |
6,2 |
7,3 |
9,2 |
8,0 |
|
Cu |
4 |
6 |
5 |
11 |
10 |
15 |
12 |
|
Pb |
11,9 |
11,3 |
19,9 |
8,34 |
12,9 |
13,0 |
12,9 |
|
Zn |
17 |
19 |
18 |
22 |
27 |
32 |
31 |
|
Rb |
218 |
208 |
356 |
219 |
580 |
612 |
580 |
|
Ba |
453 |
301 |
221 |
539 |
265 |
21,7 |
265 |
|
Sr |
86,7 |
113 |
35,4 |
56,8 |
67,7 |
15,7 |
67,7 |
|
Nb |
22,5 |
23,2 |
16,8 |
21,7 |
73,9 |
32,5 |
73,9 |
|
Ta |
1,35 |
1,47 |
2,05 |
1,72 |
17,9 |
4,65 |
17,9 |
|
Zr |
422 |
479 |
126 |
200 |
63,4 |
110 |
63,4 |
|
Hf |
11,7 |
12,5 |
5,04 |
6,57 |
6,43 |
5,59 |
6,43 |
|
W |
3,1 |
4,0 |
4,6 |
5,0 |
6,0 |
6,3 |
5,8 |
|
Y |
62,3 |
72,8 |
11 |
64,9 |
13,9 |
61,0 |
13,9 |
|
Th |
25,9 |
19,4 |
32,6 |
31,3 |
15,5 |
45,5 |
15,5 |
|
U |
5,15 |
2,49 |
9,75 |
6,48 |
4,07 |
18,2 |
4,07 |
|
La |
68,4 |
35,2 |
41,7 |
79,0 |
15,9 |
36,3 |
15,9 |
|
Ce |
138 |
94,6 |
101 |
157 |
39,9 |
88,7 |
39,9 |
|
Pr |
15,4 |
10,3 |
12,2 |
17,7 |
5,71 |
10,3 |
5,71 |
|
Nd |
55,2 |
40,9 |
43,8 |
60,9 |
16,0 |
32,7 |
16,0 |
|
Sm |
11,4 |
9,91 |
11,4 |
11,9 |
4,69 |
7,86 |
4,69 |
|
Eu |
1,3 |
0,96 |
0,33 |
0,78 |
0,16 |
0,05 |
0,16 |
|
Gd |
11,0 |
10,4 |
13,1 |
11,6 |
3,17 |
8,04 |
3,17 |
|
Tb |
1,75 |
1,89 |
2,44 |
1,74 |
0,87 |
1,67 |
0,87 |
|
Dy |
10,3 |
11,6 |
17,5 |
10,4 |
5,99 |
10,1 |
5,99 |
|
Ho |
2,18 |
2,38 |
3,83 |
2,19 |
1,25 |
2,16 |
1,25 |
|
Er |
6,42 |
7,36 |
11,3 |
6,47 |
4,51 |
7,16 |
4,51 |
|
Tm |
0,92 |
1,07 |
1,78 |
0,99 |
1,21 |
1,22 |
1,21 |
|
Yb |
6,09 |
6,82 |
11,6 |
6,67 |
9,38 |
8,61 |
9,38 |
|
Lu |
0,88 |
1,04 |
1,52 |
1,0 |
1,2 |
1,13 |
1,2 |
|
U/Th |
0,2 |
0,13 |
0,3 |
0,21 |
0,26 |
0,4 |
0,25 |
|
(La/Yb)N |
7,41 |
3,4 |
2,37 |
7,82 |
1,12 |
2,78 |
1,1 |
|
A/CNK |
1,05 |
0,98 |
1,06 |
1,1 |
1,26 |
1,11 |
1,26 |
Примечание. Анализы выполнены в Лаборатории СО РАН (г. Новосибирск). 1-2 – Граниты порфировидные амфибол-биотитовые; 3-4 – лейкограниты биотитовые, 5-7 – двуслюдяные лейкограниты. A/CNK = Al2O3/(CaO+Na2O+K2O). Элементы нормированы относительно хондрита по [8].
Уран-ториевое отношение в породах составляет менее 1 и указывает на не изменённый характер анализируемых пород (табл. 1). В них в повышенных концентрациях отмечаются Rb, Cs, W, Nb, Hf, Sc, U, Th и в пониженных – Li, Sr, Ba, Pb, Zn, Ni, Co, Cu. Отношение лёгких к тяжёлым редкоземельным элементам (РЗЭ) сильно изменчивы и варьируют от 1,1 до 7,82, что указывает на весьма разный тип дифференциации РЗЭ.
Породные типы Тургенигольского массива классифицируются как мета-пералюминиевые и высокожелезистые (рис. 1).
Рис. 1. а- диаграмма Al2O3/(N2O+K2O) - Al2O3/(N2O+K2O+CaO) по [12] и б –диаграмма SiO2 - Fe2O3/(Fe2O3+MgO) по [15] для пород Тургенигольского массива 1- граниты порфировидные амфибол-биотитовые, 2- лейкограниты биотитовые. 3- двуслюдяные лейкограниты.
На экспериментальных диаграммах по плавлению различных источников породы массива попадают в различные поля.
Рис. 2. (a), (b), (c) – диаграммы композиционных экспериментальных расплавов из плавления фельзических пелитов (мусковитовых сланцев), метаграувакк и амфиболитов по [13] для пород Тургенигольского массива; (d) – диаграмма SiO2 – A/CNK) для пород Тургенигольского массива.
Тренд известково-щелочного фракционирования вулканических пород орогенных регионов по [9, 10]. A- Al2O3, CNK – Сумма CaO, Na2O, K2O. Условные обозначения те же, что на рис. 1.
Породы ранней фазы попадают в поле плавления амфиболитов, биотитовые лейкограниты - в поле плавления граувакк, а заключительные двуслюдяные лейкограниты – в поле плавления пералюминиевых лейкогранитов (рис. 2).
Все породы Тургенигольского массива располагаются на максимуме степени известково-щелочного фракционирования ортоклаза и альбита. Экспериментально установлено, что этой ситуации могут отвечать: уменьшение щёлочности в процессе взаимодействия вода-породы или небольшая степень ассимиляции пелитов, которые и будут легко увеличивать показатель A/СNK. Вероятно, ассимиляция пелитов и имела место для всех дифференциатов глубинного очага, сформировавшего породы Тургенигольского массива (рис. 2, d).
Cоотношение La/Nb и Ce/Y в породах подтверждает этот вывод. На диаграмме виден разброс фигуративных точек, указывающих на то, что генерация пород массива происходила в результате плавления мантийного субстрата и смешение с коровым материалом (рис. 3).
Рис. 3. Диаграмма соотношений Ce/Y – La/Nb для пород Тургенигольского массива
Условные обозначения те же, что на рис. 1.
Проведены расчеты значений тетрадного эффекта фракционирования (ТЭФ) РЗЭ для пород массива. Значения ТЭФ и некоторые отношения элементов сведены в табл. 2.
Таблица 2
Отношения элементов и значения тетрадного эффекта фракционирования (ТЭФ) РЗЭ в породах Тургенигольского массива
|
Отноше-ния эле-ментов и значения ТЭФ |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
Отношения в хондритах |
|
Y/Ho |
28,6 |
30,6 |
2,9 |
29,6 |
11,1 |
28,2 |
11,0 |
29,0 |
|
Zr/Hf |
36,1 |
38,3 |
25,0 |
30,4 |
9,9 |
19,7 |
9,8 |
36,0 |
|
La/Nb |
3,04 |
1,52 |
2,48 |
3,64 |
0,21 |
1,11 |
0,22 |
30,75 |
|
La/Ta |
50,7 |
23,9 |
20,3 |
0,15 |
0,89 |
7,8 |
0,9 |
17,57 |
|
Sr/Eu |
66,7 |
117,7 |
107,3 |
72,8 |
423,1 |
314 |
423 |
100,5 |
|
Eu/Eu* |
0,35 |
0,29 |
0,08 |
0,2 |
0,12 |
0,019 |
0,12 |
0,32 |
|
Sr/Y |
1,4 |
1,55 |
3,2 |
0,87 |
4,9 |
0,26 |
4,87 |
4,62 |
|
TE1,3 |
1,0 |
1,09 |
1,08 |
0,98 |
1,28 |
1,14 |
1,29 |
- |
Примечание. ТЕ1.3 – тетрадный эффект фракционирования РЗЭ (среднее между первой и третьей тетрадами) по В. Ирбер [11]; Eu*= (SmN+GdN)/2. Значения в хондритах приняты по [14].
Значения ТЭФ варьируют от 0,98 до 1,29. Значимые величины ТЭФ, превышающие 1,1, указывают на тетрадный эффект фракционирования М- типа. Отношения элементов в породах Тургенигольского массива сильно варьируют и имеют величины и ниже, и выше хондритовых значений. Исключение составляет отношение Sr/Y, имеющее во всех случаях величины ниже хондритовых и относится к низко Sr/Y разновидностям гранитов.
На диаграмме Y/Ho – TE1,3 видно, что с уменьшением величины отношения Y/Ho от хондритовых значений происходит увеличение ТЭФ М – типа (рис. 4).
Рис. 4. Диаграмма Y/Ho – TE1,3 для пород Тургенигольского массива
Условные обозначения те же, что на рис. 1.
Интерпретация результатов
Приведенные данные показывают, что породы Тургенигольского массива формировались в результате мантийно-корового взаимодействия – плавление мантийного субстрата и смешение с коровым материалом по типу ассимиляции пелитовых пород, возможно черносланцевых образований средне-девонского возраста [1, 2]. Такая ассимиляция черносланцевых метапелитов нередко приводит к сильной редуцированности и восстановленности среды магмогенерации [6]. Сравнение с эспеиемнтальными данными позволяют заключить, что источником расплавов были амфиболиты и граувакки, а для самых поздних сильно эволюционрованных двуслюдяных лейкогранитов – пералюминиевые лейкограниты. Гранитоиды Тургенигольского массива, как и Юстыдский массив, относятся к А2 – типу гранитоидов, связанных с плюмтектникой [3]. В породах Тургенигольского массива проявлен тетрадный эффект фракционирования РЗЭ М- типа. Его проявление обусловлено обогащённостью магматогенных флюидов летучими компонентами (F, B, P), которые нередко образуют комплексные соединения с РЗЭ и трансформируют соотношение редких земель в сильно эволюционированных гранитоидах [4, 5].
Заключение
Таким образом, гранитоиды Тургенигольского массива относятся к анорогенным гранитоидам, формировавшимся в результате мантийно-корового взаимодействия, связанным с функционированием Сибирского суперплюма. В породах проявлен ТЭФ РЗЭ М - типа, обусловленный активностью летучих компонентов с образованием комплексных соединений.