Рибекитовые граниты и лейкограниты распространены в регионе широко и с ними в пространственной и парагенетической связи обнаруживаются различные типы жильного, скарнового, альбититового и грейзенового оруденения Ta, Nb, U, W, Be, Sc, Zr, редких земель. В Солонешенском рудном районе и в пограничной части с Талицко-Бащелакским локализованы несколько анорогенных интрузивов, 2 из которых являются рудоносными. Формирование рибекитовых гранитоидов этих массивов по данным абсолютного датирования происходило в узком временном интервале 267-272 млн лет. Цель исследования сопоставить петрологические и геохимические признаки указанных типов гранитоидов, относящихся к анорогенному типу [1, 2].
Петро-геохимические особенности массивов
Оба массива слагают сходные породные типы: граниты, лейкограниты, умеренно-щелочные лейкограниты, лейкогранит-порфиры. В обоих массивах присутствуют рибекитовые разности пород. Химические составы пород массивов сведены в табл. 1.
Анализ табл. 1 показывает, что отношения многих элементов в породах сравниваемых массивов действительно обнаруживают не заряд-радиус-контролируемое («non-CHARAC» в англо-язычной литературе) поведение химических элементов. Вероятно, различные типы тетрадного эффекта фракционирования редкоземельных элементов (М-тип для Елиновских гранитоидов и W-тип для Казандинских) обязаны различными активностями, насыщенностями и обогащенностями летучими компонентами расплавов, такими как H2O, CO2, Li, B, F и/или Cl.
Так отношения K/Rb в породах обоих массивов весьма высокие (от 144,1 до 395,8) и намного превышают среднее значение для хондрита (63,8). Отношения K/Ba в гранитоидах Казандинского массива (42,6 – 53,7) намного меньше, чем в хондритах (236,1). Исключение составляет лейкогранит умеренно-щелочной, в котором это отношение немного превышает хондритовое значение. В Елиновском массиве, наоборот, почти все отношения K/Ba весьма высокие (534 – 2072) и намного превышают хондритовое значение (236,1) и лишь у одного рибекитового лейкогранита (206,6) это отношение чуть ниже хондритового. В целом же граниты Елиновского массива отличаются по отношению K/Ba от гранитоидов Казандинского массива.
Таблица 1
Представительные анализы породных типов Елиновского и Казандинского массивов (оксиды в масс. %, элементы – в г/т)
Оксиды, химические элементы и отношения |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
SiO2 |
71, 25 |
75,4 |
76,1 |
76,0 |
77,5 |
72,29 |
74,71 |
75,17 |
74,02 |
TiO2 |
0,22 |
0,08 |
0,08 |
0,08 |
0,08 |
0,27 |
0,18 |
0,08 |
0,08 |
Al2O3 |
14,50 |
12,4 |
12,3 |
12,9 |
11,5 |
13,99 |
13,01 |
12,57 |
12,67 |
Fe2O3 |
2,35 |
1,49 |
1,15 |
0,91 |
1,59 |
0,94 |
0,66 |
0,64 |
0,58 |
FeO |
1,25 |
0,94 |
0,79 |
0,63 |
<0,2 |
2,08 |
1,87 |
1,78 |
1,36 |
MnO |
0,10 |
0,05 |
0,03 |
0,02 |
0,062 |
0,06 |
0,06 |
0,06 |
0,06 |
MgO |
0,23 |
0,18 |
0,07 |
0,05 |
<0,1 |
0,40 |
0,29 |
0,15 |
0,13 |
CaO |
0,15 |
0,43 |
0,47 |
0,43 |
0,28 |
1,49 |
1,27 |
0,73 |
0,76 |
Na2O |
5,45 |
4,34 |
4,36 |
4,26 |
3,9 |
3,67 |
3,67 |
3,72 |
3,9 |
K2O |
4,12 |
4,27 |
4,28 |
4,63 |
4,2 |
3,49 |
3,46 |
4,6 |
4,6 |
P2O5 |
0,15 |
<0,05 |
<0,05 |
<0,05 |
<0,05 |
0,08 |
0,07 |
0,05 |
<0,05 |
Сумма |
99,99 |
100 |
100 |
100 |
99,7 |
99,87 |
99,9 |
99,92 |
99,93 |
V |
12,1 |
10,7 |
10,9 |
10,9 |
<2,5 |
12,2 |
11,6 |
1,9 |
8,5 |
Cr |
35,5 |
20,3 |
21,5 |
34,6 |
26,8 |
21,4 |
19,0 |
8,8 |
11,4 |
Co |
2,1 |
1,04 |
1,39 |
1,43 |
<0,5 |
3,3 |
2,9 |
1,9 |
1,9 |
Ni |
2,2 |
2,05 |
2,99 |
1,83 |
<0,1 |
19,7 |
17,1 |
18,0 |
11,6 |
Cu |
4,5 |
1,95 |
2,25 |
3,27 |
11,8 |
13,9 |
13,2 |
12,6 |
14,8 |
Zn |
145 |
163 |
149 |
112 |
109 |
46,8 |
38,1 |
35,6 |
34,5 |
Rb |
250 |
246 |
226 |
141 |
183 |
111,8 |
110,5 |
123,7 |
98,7 |
Sr |
275 |
1,85 |
1,95 |
5,11 |
16,9 |
203,4 |
191,6 |
55,2 |
126,8 |
Nb |
35,1 |
23,8 |
25,9 |
17,7 |
22,8 |
12,9 |
10,0 |
7,0 |
8,3 |
Cs |
7,7 |
2,89 |
4,66 |
1,35 |
2,24 |
4,7 |
4,4 |
3,2 |
4,3 |
Ba |
204 |
17,1 |
24,9 |
186 |
43 |
734 |
721,7 |
141,2 |
725,4 |
Pb |
19,5 |
5,8 |
16,5 |
6,83 |
18,1 |
21,3 |
20,5 |
22,8 |
20,7 |
Th |
15,1 |
14,0 |
27,5 |
15,6 |
17,5 |
12,2 |
8,7 |
11,3 |
11,2 |
La |
41,5 |
29,3 |
40,5 |
39,7 |
20,1 |
51,8 |
45,7 |
34,0 |
41,4 |
Ce |
90,2 |
72,3 |
88,9 |
71,3 |
50,4 |
56,8 |
51,3 |
41,1 |
55,3 |
Pr |
12,1 |
7,83 |
11,9 |
10,5 |
4,99 |
7,3 |
5,3 |
5,1 |
5,5 |
Nd |
46,8 |
26,6 |
45,1 |
38,4 |
20,5 |
29,6 |
19,6 |
17,3 |
16,7 |
Sm |
12,4 |
4,48 |
12,1 |
9,25 |
5,62 |
5,4 |
4,8 |
2,8 |
4,4 |
Eu |
0,87 |
0,11 |
0,44 |
0,7 |
0,27 |
1,12 |
1,05 |
0,69 |
0,97 |
Gd |
11,9 |
2,77 |
12,1 |
9,1 |
5,81 |
4,0 |
3,4 |
2,2 |
2,8 |
Tb |
2,15 |
0,38 |
2,12 |
1,49 |
1,23 |
0,66 |
0,41 |
0,27 |
0,43 |
Dy |
15,1 |
2,54 |
14,6 |
9,72 |
10,8 |
1,22 |
1,38 |
1,58 |
1,27 |
Ho |
3,21 |
0,63 |
3,08 |
2,14 |
2,22 |
0,5 |
0,7 |
0,9 |
0,6 |
Er |
10,2 |
2,15 |
9,03 |
6,25 |
6,41 |
1,4 |
1,6 |
2,7 |
1,9 |
Tm |
1,78 |
0,55 |
1,41 |
1,03 |
0,96 |
0,3 |
0,29 |
0,21 |
0,52 |
Yb |
10,2 |
3,89 |
9,4 |
6,39 |
7,01 |
8,2 |
8,1 |
8,0 |
7,5 |
Lu |
1,41 |
0,63 |
1,34 |
0,98 |
1,25 |
0,22 |
0,23 |
0,21 |
0,42 |
Y |
90,5 |
12,2 |
83,2 |
62,0 |
53,6 |
46,7 |
45,2 |
58,0 |
65,6 |
Σ PЗЭ |
350,32 |
166,36 |
335,2 |
268,9 |
191,1 |
215,2 |
189,1 |
175,1 |
205,3 |
Ga |
31,5 |
22,6 |
21,6 |
20,1 |
20,3 |
17,4 |
18,3 |
20,7 |
19,6 |
Zr |
554 |
248 |
464 |
359 |
262 |
48,4 |
45,5 |
42,7 |
46,9 |
Sc |
2,5 |
<0,1 |
<0,1 |
<0,1 |
2,02 |
8,1 |
7,7 |
3,6 |
5,3 |
Hf |
16,7 |
8,0 |
15,3 |
9,13 |
10,7 |
6,1 |
4,5 |
4,4 |
4,3 |
Ta |
12,9 |
1,36 |
2,41 |
1,52 |
1,48 |
3,5 |
3,8 |
2,2 |
2,3 |
Mo |
1,1 |
0,75 |
0,86 |
1,66 |
2,75 |
2,2 |
1,8 |
1,1 |
0,9 |
Окончание табл.1
Sb |
0,3 |
0,25 |
0,2 |
0,32 |
0,93 |
0,1 |
0,2 |
0,2 |
0,1 |
Sn |
5,9 |
3,34 |
4,06 |
2,63 |
9,21 |
5,6 |
5,45 |
4,7 |
4,5 |
Be |
4,5 |
3,67 |
4,73 |
3,79 |
4,45 |
2,1 |
1,95 |
0,7 |
1,74 |
W |
1,3 |
0,73 |
0,89 |
0,6 |
0,61 |
1,5 |
1,9 |
2,1 |
2,5 |
U |
6,3 |
4,54 |
6,27 |
3,83 |
6,5 |
2,1 |
1,9 |
2,0 |
2,1 |
Li |
171,0 |
114,0 |
169,0 |
10,9 |
13,7 |
55,3 |
37,6 |
8,7 |
21,7 |
Ag |
0,05 |
0,018 |
0,045 |
0,025 |
0,039 |
0,1 |
0,07 |
0,09 |
0,1 |
(La/Yb)N |
2,7 |
4,97 |
2,84 |
4,1 |
1,89 |
4,17 |
3,73 |
2,8 |
3,65 |
Nb/Ta |
2,7 |
17,5 |
10,7 |
11,64 |
15,4 |
3,68 |
3,03 |
3,18 |
3,61 |
Eu/Eu* |
0,07 |
0,03 |
0,036 |
0,076 |
0,010 |
0,71 |
0,76 |
0,82 |
0,79 |
Th/U |
2,4 |
3,08 |
4,38 |
4,07 |
2,69 |
5,8 |
4,6 |
5,6 |
5,3 |
TE1 |
1,08 |
1,21 |
1,08 |
0,99 |
1,12 |
0,73 |
0,78 |
0,84 |
0,89 |
TE1,3 |
1,01 |
1,02 |
1,04 |
0,97 |
1,11 |
0,71 |
0,65 |
0,67 |
0,77 |
(La/Sm)N |
2,05 |
3,9 |
2,06 |
2,9 |
2,19 |
5,89 |
5,84 |
7,44 |
5,76 |
(Gd/Yb)N |
1,1 |
0,57 |
1,03 |
1,14 |
0,66 |
0,39 |
0,34 |
0,22 |
0,30 |
K/Rb |
198,6 |
144,1 |
157,1 |
395,8 |
176,6 |
282,1 |
240,3 |
281,8 |
386,8 |
K/Ba |
534 |
2072 |
1426 |
207 |
810 |
42,9 |
42,6 |
252 |
53,7 |
Zr/Hf |
33,2 |
31,0 |
30,3 |
39,3 |
24,5 |
7,9 |
10,1 |
9,7 |
10,9 |
La/Nb |
1,2 |
1,23 |
1,56 |
2,24 |
0,88 |
4,01 |
4,57 |
4,85 |
4,98 |
La/Ta |
3,2 |
21,5 |
16,8 |
26,1 |
13,6 |
14,8 |
12,0 |
15,4 |
18,0 |
Y/Ho |
28,1 |
19,4 |
27,0 |
28,9 |
24,1 |
93,4 |
64,5 |
64,4 |
109,3 |
Sr/Eu |
31,6 |
16,8 |
4,43 |
7,3 |
62,6 |
181,6 |
182,5 |
80,0 |
130,7 |
La/Lu |
67,5 |
46,6 |
30,2 |
40,5 |
16,1 |
235,4 |
198,7 |
161,9 |
98,5 |
Примечание. Силикатный анализ выполнен в лаборатории ВСЕГЕИ. Определения редких элементов выполнены эмиссионной спектрометрией с индуктивно-связанной плазмой на спектрометре «ОРTIMA-4300», для Cu, Zn, Pb, Li, – методом ISP-AES (аналитик Э.Г. Червякова), остальные элементы, в том числе РЗЭ – методом ISP-MS в той же лаборатории (аналитики В.А. Шишлов, В.Л.Кудряшов). Σ PЗЭ – сумма редкоземельных элементов. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по Anders E., Greevesse N. (1989) [5]. Eu*= (SmN+GdN)/2. TE1 – тетадный эффект фракционирования РЗЭ первой тетрады по Irber [6]; ТЕ1,3 – тетрадный эффект фракционирования РЗЭ, как среднее между первой и третьей тетрадами. Породы Елиновского массива: 1 – гранит-порфир умеренно-щелочной, 2 – 4 – лейкограниты рибекитовые умеренно-щелочные, 5 – лейкогранит-порфир умеренно-щелочной; породы Казандинского массива: 6 – гранит, 7 – лейкогранит, 8 – лейкогранит умеренно-щелочной, 9 – лейкогранит рибекитовый.
Zr и Hf имеют близкое геохимическое поведение и их отношение (Zr/Hf) в большнстве земных и внеземных пород являются почти постоянными, составляя около 38±2; в хондритах оно составляет 36,0. Однако, Zr/Hf отношения редуцированы для гранитоидов Казандинского массива, варьируя от 7,9 до 10,9 и близки к хондритовому значению в Елиновских гранитоидах (24,5 – 39,3). На диаграмме соотношений Zr/Hf – ТЕ1 отчётливо видно, что с увеличение тетрадного эффекта М-типа и уменьшением W-типа происходит уменьшение отношений Zr/Hf в разные стороны от хондритовых значений (рис. 1).
Рис. 1. Диаграмма Zr/Hf – TE1 для гранитоидов Елиновского и Казандинского массивов TE1 по [6]. Cерая область отвечает только отношениям элементов (Zr и Hf), но не TE1. Хондритовые значения приняты по [5]. Гранитоиды массивов: 1 – Казандинского, 2 – Елиновского
На диаграмме Y/Ho – TE1 фигуративные точки составов пород занимают различные позиции относительно друг друга, а также составов хондритов и области варьирования составов магматических пород (рис. 2).
Рис. 2. Диаграмма Y/Ho – TE1 для пород Казандинского и Елиновского массивов TE1 по [6]. Хондритовые значения приняты по [5]. Гранитоиды массивов: 1 – Елиновского, 2 – Казандинского
Если составы пород Елиновского массива близки к области варьирования составов магматических пород, то для пород Казандинского массива наблюдается сильное изменение соотношений редких земель первой триады РЗЭ, а также Y и Ho.
На диаграмме Eu/Eu* –TE1 соотношения европия и тетрадного эффекта фракционирования первой тетрады также дают различные тренды для сравниваемых массивов. На диаграмме чётко видно, что увеличение величины тетрадного эффекта М-типа первой тетрады в Елиновском массиве коррелируется с уменьшением величины Eu/Eu*. Обратная картина наблюдается для пород Казандинского массива. В нём уменьшение величины тетрадного эффекта W-типа сопровождается слабым увеличением величины Eu/Eu*. Европиевая негативная аномалия (с ≥ 95% Eu дплетированием на рис. 3) для Елиновского массива не может быть объяснена традиционной сепарацией полевых шпатов в расплаве, хотя известна констатация позитивной аномалии Eu в коээфициенте распределения модели РЗЭ в расплавах. Установлено в последнее время, что первопричиной проявления тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ в высоко эволюционированных гранитоидных магмах вызвано взаимодействием магма-флюид, которое создаёт не только деплетирование Eu в породах, но и также вызывает необычную негативную аномалию во всех конституционных минералах, включая и калиевый полевой шпат [8].
Сравнение величин отношений Eu/Eu* для обоих массивов показывает, что чем выше указанное отношение, тем выше кислотность среды, согласно рядам кислотности-щёлочности А.А. Маракушева [4] для ряда элементов Sm, Gd, Eu в водно-сероводородных растворах при стандартных условиях. Следовательно, при становлении Казандинского массива и формирования грейзенового оруденения W и Be кислотность среды была выше, чем при формировании Елиновского массива с более щелочной средой, с которым связаны альбититы с оруденением U, Zr, Nb. Сравнительные данные по комплексу признаков анализируемых массивов сведены в табл. 2.
Рис. 3. Диаграмма Eu/Eu* – TE1 для пород Казандинского и Елиновского массивов (Условные обозначения те же, что на рис. 2.)
Таблица 2
Сопоставление гранитоидов Елиновского и Казандинского массивов по данным [1, 2, 7]
Параметры |
Елиновский массив |
Казандинский массив |
Кварц |
33 |
30 |
Микроклин-пертит |
52 |
38 |
Альбит |
1 |
28 |
Рибекит |
6 |
2,7 |
Эгирин |
1 |
0,9 |
Магнетит |
0,3 |
1,2 |
Гематит |
0,2 |
1,0 |
Циркон |
1,2 |
0,8 |
Флюорит |
0,4 |
- |
Монацит |
0,5 |
0,2 |
Тип гранитов |
А2, Пералюминиевый. гиперсольвусный |
А2, Пералюминиевый. транссольвусный |
Сумма РЗЭ, г/т |
166-269 |
175-215 |
Тип тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ |
М-тип |
W-тип |
Возраст (млн. лет) |
369-372 ±5-7 |
367 ±4 |
87Sr/86Sr |
0,70513 – 0,70429 |
0,7076 |
ε(Nd)t |
+3,1 |
+0,7 |
ε(Sr)t |
+30,2 |
+35,5 |
Возраст протолита |
900 |
1100 |
Рудная минерализация |
Ta, Nb, Zr, U, TR |
Be, W, Mo |
Примечание. Минералы в объёмных %.
Анализ табл. 2 показывает, что анорогенные гранитоиды Елиновского массива относятся к гиперсольвусному подтипу и характеризуются преобладанием в своём составе микроклин-пертита, несколько более поздним возрастом и ювенильным (мантийным) соотношением изотопов стронция. В них проявлен М- тип тетрадного эффекта распределения РЗЭ. Анорогенные гранитоиды Казандинского массива относятся к промежуточному подтипу между субсольвусными и гиперсольвусными гранитами – транссольвусному. Это несколько более ранние граниты с более древним протолитом и соотношением изотопов стронция, указывающим на контаминацию корового материала. В минеральном составе этих гранитов меньшие количества рибекита и значительные содержания альбита. В гранитоидах Казандинского массива проявлен W-тип тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ, предполагающего участие высоководных контаминированных коровых источников с высокими содержаниями летучих компонентов.
Обсуждение результатов и выводы. Два подтипа анорогенных гранитоидов, выделенных в Солонешенском районе, характеризуется разной степенью мантийно-корового взаимодействия и различными источниками плавления корового субстрата. Сопоставление данных по анализируемым массивам с экспериментальными данными по моделированию источников плавления показали, что граниты Казандинского массива тяготеют к расплавам, образовавшимся за счёт плавления амфиболитов, а все остальные породы – за счёт плавления метаграувак [3]. Аналогичные сопоставления с экспериментальными моделями плавления коровых источников для Елиновского массива дали однозначные показатели плавления за счёт граувакк [3].
Ультракислые породы обоих массивов располагаются на максимуме степени изестково-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 показатели фракционирования ортоклаза и альбита, что и имеет место для конечных дифференциатов и Казандинского, и Елиновского массивов.
Таким образом, анорогенные рибекитовые гранитоиды в Солонешенском рудном районе следует подразделять на два подтипа: 1 – Елиновский, гиперсольвусный, связанный исключительно с плавлением мантийного источника типа эклогитов и гранатовых амфиболитов и 2 – Казандинского, транссольвусного, связанного со смешением мантийного и корового материала. Для подтипов характерны не только различные соотношения изотопов стронция и неодима, но и различная металлогеническая нагрузка: для Елиновского ареала – это уран-редкометалльно-редкоземельная апогранитная и скарновая, а для Казандинского – вольрфрам-молибденовое и бериллиевое оруденение грейзенового и жильного геолого-промышленных типов.
Библиографическая ссылка
Гусев А.И., Гусев Н.И. ГИПЕРСОЛЬВУСНЫЕ И ТРАНССОЛЬВУСНЫЕ АНОРОГЕННЫЕ ГРАНИТОИДЫ СОЛОНЕШЕНСКОГО РУДНОГО РАЙОНА ГОРНОГО АЛТАЯ // Современные наукоемкие технологии. – 2013. – № 5. – С. 105-110;URL: https://top-technologies.ru/ru/article/view?id=31811 (дата обращения: 08.12.2024).