Анорогенные гранитоиды позднепермско-раннетриасового возраста калбинского типа на территории Алтая и Казахстана имеют важное металлогеническое значение. С ним связаны жильные, грейзеновые, пегматитовые месторождения Sn, W, Mo, Ta, Nb, что и определяет актуальность исследования. Интрузивные образования, отнесенные к калбинскому комплексу, на рассматриваемой Российской части представлены единственным мелким Верхне-Коксинским массивом в Холзунско-Сарымсактинской зоне в верховьях реки Коксочки. Данный комплекс выделен на смежных к северо-западу территориях Казахстана и северо-западного Алтая [4], где представлен массивами гранитоидов нормальной и повышенной щелочности [2]. Цель работы – исследование петрологии анорогенных гранитоидов восточной части Казахстана и приграничной территории Республики Алтай.
Результаты иследований. На смежной к западу казахстанской части площади интрузивные образования калбинского комплекса слагают ряд крупных массивов: Белоубинский, Нарымкинский, Талово-Тургусунский, Березовский. Наиболее крупный и приближенный к Верхне-Коксинскому Белоубинский массив, по данным Е.С. Левицкого (1961), рассматривающего данные гранитоиды в составе пермского калбинского комплекса, сложен однообразными порфировидными гранитами повышенной щелочности с небольшим преобладанием калия над натрием (Na2O = 3,50 %, K2O = 4,80 % при SiO2 = 71,73 %). Характерно снижение глиноземистости (индекс Шенда в гранитах = 1,02, в лейкогранитах = 0,97) и известковистости (Ки = 0,14 в гранитах, 0,04 – в лейкогранитах) и повышение агпаитности (Ка в гранитах = 0,6, в лейкогранитах = 0,69) в породах более поздней фазы.
Верхне-Коксинский массив имеет очень небольшую (менее 1 км2) площадь выходов, овальную удлиненную в север-северо-западном (согласно простиранию Тегерекского разлома) направлении. В их составе неравномернозернистые до порфировидных и пегматоидные мусковит-биотитовые граниты. Наряду с тем, в эндоконтактовой части массива фиксируется развитие альбититов монцонит-сиенитового состава (Na2O = 7,62 %, K2O = 2,86 % при SiO2 = 62,19 %), а в сланцах – окварцевание (до образования слюдистых кварцитов), актинолитизация, турмалинизация.
Граниты Верхне-Коксинского массива характеризуются неравномерной зернистостью и порфировидностью с вариацией от мелко-среднезернистых до крупнозернистых с размерами отдельных зерен кварца и полевого шпата до 1 см и более, примерно равными количественными соотношениями плагиоклаза, нередко представленного шахматным альбитом (он образует крупные зерна и иногда преобладает), и калиевого полевого шпата, представленного микроклином и амазонитом, часто фиксируется развитие мусковита по биотиту, в отдельных случаях фиксируется присутствие флюорита в прожилковидных скоплениях. Петрографически и петрохимически гранитоиды Верхне-Коксинского массива определяются как мусковитовые и мусковит-биотитовые микроклин-альбитовые лейкократовые граниты умеренно-щелочной серии с преобладанием натрия над калием (Na2O = 5,39 %, K2O = 3,76 % при SiO2 = 73,21 %; Кк = 0,31). Химический состав пород характеризуется высокой железистостью (Кж = 0,76), низкими содержаниями магния и кальция (Ки = 0,04) при повышенной глиноземистости (индекс Шенда = 1,08) и высокой агпаитности (Ка = 0,64), что позволяет идентифицировать данные гранитоидами с геохимическим типом анорогенных гранитов А-типа, характерных для рифтогенной стадии внутриконтинентальных позднеколлизионных геодинамических обстановок. Северо-западнее, на смежных листах Западного Алтая, в пределах петротипического Синюшинского ареала данного комплекса, лейкограниты третьей фазы характеризуются еще более высокой глиноземистостью (индекс Шенда = 1,13), а по своим петрохимическим особенностям и содержанию редких элементов (г/т, данные О. В. Мурзина: Sr = 127, Ba = 190, Rb = 169, Li = 29, Cs = 2,6, Nb = 58, Ce = 101) уклоняются к гранитам А-типа по Уолену и Коллинзу [11]. По нашим данным, в Верхне-Коксинском массиве содержания редких и радиоактивных элементов (в г/т: Ga = 35, Rb = 103-108, Ba = 189, Sr = 84, Y = 26-12, Zr = 60-78, Nb = 84-103, La = 5,4-23,0, Ce = 16-64, Yb = 7,3-8,3, Ta = 1,7-1,8, Th = 15-17, U = 4,2–4,6) даже при повышенных содержаниях рубидия более свидетельствуют о принадлежности пород гранитоидам анорогенного типа. Представительные анализы гранитоидов района сведены в таблице.
Таблица
Химические составы пород массивов Белоубинско-Коксинского междуречья
Оксиды, %, элементы – г/т |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
SiO2 |
71,75 |
75,6 |
74,7 |
73,3 |
75,8 |
73,21 |
77,19 |
TiO2 |
0,07 |
0,06 |
0,06 |
0,06 |
0,06 |
0,07 |
0,06 |
Al2O3 |
13,8 |
13,01 |
12,5 |
13,8 |
13,0 |
14,2 |
12,01 |
Fe2O3 |
0,48 |
0,32 |
0,30 |
0,40 |
0,30 |
0,45 |
0,28 |
FeO |
1,05 |
0,98 |
1,02 |
1,05 |
1,11 |
0,91 |
0,84 |
MnO |
0,08 |
0,05 |
0,10 |
0,07 |
0,09 |
0,06 |
0,05 |
MgO |
0,6 |
0,14 |
0,48 |
0,50 |
0,15 |
0,55 |
0,10 |
CaO |
0,9 |
0,35 |
0,35 |
0,80 |
0,39 |
0,90 |
0,36 |
Na2O |
3,51 |
4,61 |
4,28 |
4,25 |
4,28 |
5,39 |
3,54 |
K2O |
4,82 |
4,43 |
4,23 |
4,35 |
4,65 |
3,76 |
5,62 |
P2O5 |
0,05 |
0,04 |
0,05 |
0,04 |
0,03 |
0,05 |
0,05 |
Σ |
99,96 |
99,97 |
99,86 |
99,83 |
100,0 |
99,85 |
100,36 |
Ga |
30,5 |
30,3 |
32,3 |
30,2 |
30,4 |
35,0 |
33,4 |
Rb |
110 |
352 |
123 |
124 |
447 |
108 |
103 |
Sr |
28 |
15,5 |
17 |
17 |
15,6 |
26 |
12 |
Y |
58 |
40 |
58 |
59 |
39,0 |
60 |
78 |
Zr |
83 |
61 |
87 |
86 |
62 |
84 |
103 |
Nb |
24 |
95,4 |
25 |
26 |
97,5 |
23 |
22 |
Mo |
1,1 |
1,1 |
1,3 |
1,6 |
1,0 |
1,5 |
1,1 |
Sn |
3,5 |
2,3 |
2,5 |
2,4 |
2,14 |
3,7 |
2,3 |
Cs |
1,1 |
11,8 |
0,9 |
0,9 |
11,2 |
0,8 |
1,6 |
Ba |
190 |
80 |
183 |
182 |
78 |
189 |
156 |
La |
5,5 |
12,4 |
2,8 |
2,8 |
12,5 |
5,4 |
23 |
Ce |
16,1 |
30,5 |
23 |
22 |
31,3 |
16 |
64 |
Окончание таблицы
Pr |
2,1 |
2,3 |
1,2 |
1,1 |
2,32 |
2,0 |
7,5 |
Nd |
8,7 |
7,1 |
5,1 |
5,2 |
7,29 |
8,6 |
30 |
Sm |
3,4 |
2,1 |
2,4 |
2,4 |
2,12 |
3,3 |
8,3 |
Eu |
0,35 |
0,12 |
0,28 |
0,3 |
0,11 |
0,3 |
0,6 |
Gd |
5,8 |
2,0 |
4,8 |
4,8 |
2,04 |
5,7 |
9,8 |
Tb |
1,4 |
0,35 |
1,2 |
1,3 |
0,4 |
1,3 |
1,9 |
Dy |
11,5 |
3,31 |
9,5 |
10,1 |
3,45 |
10 |
13,0 |
Ho |
2,4 |
0,91 |
2,2 |
2,3 |
0,96 |
2,3 |
2,7 |
Er |
7,3 |
3,85 |
7,1 |
7,2 |
3,91 |
7,1 |
7,8 |
Tm |
1,2 |
0,95 |
1,2 |
1,1 |
1,02 |
1,1 |
1,3 |
Yb |
7,4 |
8,6 |
7,0 |
7,1 |
9,33 |
7,3 |
8,3 |
Lu |
1,2 |
1,0 |
1,1 |
1,0 |
1,72 |
1,1 |
1,2 |
ΣРЗЭ |
132,35 |
115,49 |
126,88 |
127,7 |
117,47 |
131,5 |
257,4 |
Hf |
5,0 |
4,5 |
4,9 |
4,8 |
5,0 |
4,9 |
5,7 |
Ta |
2,0 |
1,9 |
1,6 |
1,6 |
1,8 |
1,7 |
1,8 |
W |
1,8 |
1,7 |
1,5 |
1,5 |
1,6 |
1,7 |
1,3 |
Th |
16 |
16,2 |
15,5 |
15 |
16,1 |
15,0 |
17,0 |
U |
4,5 |
4,6 |
3,3 |
3,1 |
4,5 |
4,2 |
4,6 |
Cr |
10,5 |
9,3 |
8,1 |
8,4 |
9,78 |
10,0 |
9,5 |
V |
8,0 |
6,1 |
5,5 |
5,8 |
6,4 |
7,0 |
6,6 |
Cu |
13,0 |
12,0 |
13,1 |
13,0 |
12,7 |
13,1 |
12,8 |
Zn |
12,5 |
10,3 |
12,0 |
12,5 |
10,6 |
12,0 |
11,5 |
Pb |
51,5 |
45 |
48,5 |
51,2 |
49 |
50,0 |
48 |
Sb |
1,3 |
1,1 |
1,2 |
1,1 |
1,03 |
1,1 |
1,05 |
Be |
6,1 |
6,0 |
6,1 |
6,2 |
5,8 |
6,0 |
5,9 |
ТЕ1 |
1,19 |
1,27 |
1,96 |
1,82 |
1,26 |
1,17 |
1,18 |
TE1,3 |
1,18 |
1,07 |
1,54 |
1,51 |
1,08 |
1,13 |
1,12 |
Eu/Eu* |
0,24 |
0,18 |
0,25 |
0,27 |
0,16 |
0,21 |
0,20 |
(La/Yb)N |
0,49 |
0,95 |
0,26 |
0,26 |
0,89 |
0,49 |
1,83 |
(Sm/Yb)N |
0,49 |
0,26 |
0,37 |
0,36 |
0,24 |
0,49 |
1,08 |
(Gd/Yb)N |
0,63 |
0,19 |
0,55 |
0,54 |
0,18 |
0,63 |
0,95 |
Ta/Nb |
0,083 |
0,02 |
0,064 |
0,061 |
0,018 |
0,073 |
0,081 |
Rb/Cs |
100,0 |
29,8 |
136,7 |
137,8 |
39,9 |
135,0 |
64,4 |
Rb/Sr |
3,93 |
22,7 |
7,23 |
7,29 |
28,6 |
4,15 |
8,58 |
Th/U |
3,56 |
3,52 |
4,7 |
4,84 |
3,58 |
3,57 |
3,7 |
Kагп |
0,6 |
0,69 |
0,68 |
0,62 |
0,69 |
0,64 |
0,76 |
Примечание. Анализы выполнены: силикатные – химическим анализом, на микроэлементы – методом ICP-MS и ICP-AES в лаборатории ИМГРЭ (г. Москва). N – элементы нормированы по [5]. TE1,3 – тетрадный эффект фракционирования РЗЭ (cреднее значение между первой и третьей тетрадами) по В. Ирбер [9]; ТЕ1 – тетрадный эффект фракционирования РЗЭ первой тетрады; Кагп – коээфициент агпаитности (Na2O+K2O): Al2O3. Белоубинский массив: 1 – гранит умеренно-щелочной, 2 – лейкогранит умеренно-щелочной; Берёзовский массив: 3 – лейкогранит умеренно-щелочной; Нарымкинский массив: 4 – лейкогранит умеренно-щелочной; Талово-Тургусунский массив: 5 – лейкогранит умеренно-щелочной; Верхне-Коксинский массив: 6 – лейкогранит умеренно-щелочной, 7 – аляскит умеренно-щелочной.
Химический состав пород позволяет сделать некоторые выводы: 1 – породы сравниваемых массивов весьма близки по химизму; 2 – они имеют высокие торий-урановые отношения, свидетельствующие о сравнительно не изменённых наложенными процессами породах; 3 – в них отмечается почти не дифференцированный тип распределения РЗЭ; 4 – в породах проявлен тетрадный эффект фракционирования РЗЭ; особенно заметен он для первой тетрады редкоземельных элементов; максимальные значения ТЕ1 выявлены для лейкогранитов умеренно-щелочных Нарымкинского (1,96) и Талово-Тургусунского (1,82) массивов, характеризующихся наличием редкометалльных пегматитов. По соотношению Y, Nb, Ga, позволяющему разделить гранитоиды на 2 подтипа: A1 и А2 [1, 6]. Устанавливается, что большая часть анализов пород анализируемых массивов попадают в поле A2 типа гранитоидов, а умеренно-щелочные лейкограниты Белоубинского и Талово-Тургусунского массивов – в поле А1 гранитоидов (рис. 1).
Модель распределения РЗЭ на диаграмме показывает европиевый минимум для всех пород анализируемых интрузивных массивов и выпуклую кривую для первой и третьей тетрад редкоземельных элементов, характерных для тетрадного эффекта распределения редкоземельных элементов М-типа (рис. 2).
На диаграммах композиционных экспериментальных расплавов (рис. 3, a; 3, b) анализируемые породы попадают в область плавления метаграувак, а на рис. 3, с умеренно-щелочные лейкограниты Белоубинского, Талово-Тургусунского массивов и умеренно-щелочной аляскит Верхнекоксинского массива тяготеют к экспериментальным расплавам плавления пералюминиевых лейкогранитов.
Рис. 1. Диаграмма Y- Nb – Ga по Дж. Эби [6] для гранитоидов Белоубинско-Коксинского междуречья Белоубинский массив: 1 – умеренно-щелочной гранит, 2- умеренно-щелочной лейкогранит; 3 – лейкогранит умеренно-щелочной Берёзовского массива; 4 – лейкогранит умеренно-щелочной Нарымкинского массива; 5 – умеренно-щелочной лейкогранит Талово-Тургусунского массива; Верхне-Коксинский массив: 6 – умеренно-щелочной лейкогранит, 7 – умеренно-щелочной аляскит
Рис. 2. Модель распределения РЗЭ, нормированных относительно хондрита по [5] для породных типов интрузий Белоубинско-Коксинского междуречья. (Условные обозначения те же, что на рис. 1)
Ультракислые породы всех массивов 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, что и имеет место для конечных дифференциатов анализируемых массивов (рис. 3, d).
На диаграмме A/NK – A/CNK по Маньяру и Пикколи [10] породы всех массивов попадают в поле пералюминиевого типа (рис. 4).
Рис. 3. (a), (b), (c) – диаграммы композиционных экспериментальных расплавов из плавления фельзических пелитов (мусковитовых сланцев), метаграувак и амфиболитов [11] для пород массивов Белоубинско-Коксинского междуречья; (d) – диаграмма (SiO2 – A/CNK) для пород массивов Белоубинско-Коксинского междуречья. Тренд известково-щелочного фракционирования вулканических пород орогенных регионов по [7, 8]. A- Al2O3, CNK – Сумма CaO, Na2O, K2O. Условные обозначения те же, что на рис. 1
Рис. 4. Диаграмма A/NK – A/CNK по Маньяру и Пикколи [10] для пород массивов Белоубинско-Коксинского междуречья.Остальные обозначения на рис. 1.А= Al2O3, N=Na2O, K=K2O, C=CaO
Обсуждение результатов. Ранними исследованиями [3] высказано предположение о генезисе калбинских гранитов за счёт плавления богатых глинозёмом песчано-сланцевых метапелитов. Наши исследования значительно уточняют некоторые вопросы генезиса и номенклатуры этих гранитов. Приведенные результаты показывают, что описанные гранитоиды являются неоднородными и относятся к анорогенным гранитоидам двух подтипов: А1 и А2. Их формирование происходило в результате плавления граувакк, а также – пералюминиевых лейкогранитов. В их генерации прослеживается важная роль мантийно-корового взаимодействия, которое протекало по следующему сценарию: плавление мантийного источника типа EM II, выявляемое по изотопии стронция и неодима [2]. Кроме того, формирование ультракислых членов генетически связано с фракционированием альбита и ортоклаза с одновременной контаминацией корового материала пелитового состава. В распределении РЗЭ в породах выявлен М-тип тетрадного эффекта, сопровождавшегося высокими концентрациями и активностями флюидов, обогащённых фтором, водой и другими летучими компонентами.
Выводы
Таким образом, гранитоиды Белоубинско-Коксинского междуречья относятся к анорогенному типу и двум подтипам А1 и А2. Все породы массивов относятся к пералюминиевому типу. Их формирование связано с плавлением граувакк и пералюминиевых лейкогранитов.
Библиографическая ссылка
Гусев А.И. ПЕТРОЛОГИЯ АНОРОГЕННЫХ ГРАНИТОИДОВ БЕЛОУБИНСКО-КОКСИНСКОГО МЕЖДУРЕЧЬЯ (ПРИГРАНИЧНЫЕ ОБЛАСТИ РЕСПУБЛИК АЛТАЙ И КАЗАХСТАН) // Современные наукоемкие технологии. – 2013. – № 5. – С. 99-104;URL: https://top-technologies.ru/ru/article/view?id=31810 (дата обращения: 17.08.2024).