Покровно-складчатое Салаирское сооружение занимает крайне северо-западное положение в системе Алтае-Саянской складчатой области. В его пределах получили развитие породы самых различных возрастов и составов. Большую часть эффузивно-интрузивных комплексов Салаирского кряжа связано с салаирской фазой складчатости. Однако и после герцинского тектогенеза в этом районе проявились своеобразные интрузивные комплексы триасового возраста, включающие монцониты, кварцевые диориты, умеренно-щелочные граниты, лейкограниты, редко – нордмаркиты, объединяемые в единый жерновской комплекс [1]. В пространственной связи с гранитоидами жерновского комплекса обнаруживаются проявления и геохимические аномалии олова, свинца, цинка и других элементов.
Цель исследования – осветить петролого-геохимические особенности гранитоидов жерновского комплекса и их рудоносность.
Результаты исследований. Гранитоидные массивы жерновского комплекса распространены в пределах Салаира, где они образуют меридиональный пояс, представленный Улантовским, Жерновским, Каменским и Горновским ареалами. Улантовский ареал включает лейкократовые граниты центральной и северной части Улантовского полихронного плутона (Чемский массив), роговообманково-биотитовые граниты и реже граносиениты, слагающие восточную часть Коуракского плутона (Тарсьминский массив). Жерновский ареал состоит из одноименного массива, биотитовых и амфибол-биотитовых гранитов центральной части Выдрихинского плутона и ряда мелких тел к юго-востоку от него, Горновский – объединяет Горновский, Еландинский, Бийский (Луговской), Чемровский и Воеводский массивы. В составе комплекса резко преобладают меланограниты и граниты второй и третьей фаз, в подчиненном количестве присутствуют кварцевые монцодиориты, граносиениты и лейкограниты. Наиболее крупным является Горновский массив, площадь выхода которого на погребенной поверхности палеорельефа составляет более 712 км2 и может классифицироваться как батолит. Площади других массивов составляют от 64 (Еландинский массив) до 130 км2 (Воеводский массив).
По имеющимся петрохимическим и петрографическим материалам гранитоиды жерновского комплекса подразделяются на 5 фаз внедрения:
Первая фаза представлена кварцевыми монцонитами, монцодиоритами, и редко кварцевыми диоритами. Вторая фаза – гранодиоритами. Третья фаза – умеренно-щелочные меланограниты (адамелиты), граниты и граносиениты. Четвертая фаза – биотитовые лейкограниты. Пятая фаза – лейкограниты с флюоритом.
Кварцевые монцониты и монцодиориты розовато-серые, средне – крупно зернистые, массивные. Структура: гипидиоморфнозернистая с элементами пойкилитовай, монцонитовой. Отмечаются порфировидные разности. Размер зерен слагающих минералов от 0,8 до 2,5 мм. Минеральный состав кварцевых монцонитов: калиевый полевой шпат 27 -35 %, плагиоклаз 45-60 %, роговая обманка 0-15 %, кварц 10 %. Роговая обманка по составу отвечает переходной разности между эденитом и обыкновенной роговой обманкой. Акцессорные минералы: апатит, сфен, магнетит и редко циркон. Калиевый полевой шпат пелитизирован, наблюдается слабо выраженная пятнистая микропертитовая структура.
Минеральный состав монцодиоритов: калиевый полевой шпат-27-35 %, плагиоклаз- 37-42 %, биотит-до 10 %, роговая обманка-до 18 %, в единичных шлифах моноклинный пироксен (до 20 %), по составу отвечающий диопсиду. Акцессорные минералы (сфен, циркон, апатит, рудный) – 1 %. Модель распределения РЗЭ отвечает умеренному типу фракционирования (отношения лантана к иттербию составляют 21,6). Они также характеризуются наиболее высокой суммой концентраций РЗЭ из всех пород Горновского массива и отсутствием европиевой аномалии (табл. 1).
Меланограниты крупно-среднезернистые с гипидиоморфнозернистыми гранитовыми структурами в, разной степени катаклазированные. Минеральный состав меланогранитов: плагиоклаз (альбит-олигоклаз) 25-30 %, калиевый полевой шпат (микроклин-пертит) 27-35 %, кварц 25-30 %, биотит 10-12 %. Плагиоклаз, альбит-олигоклаз удлиненно-призматический, иногда незначительно серицитизированный, а по краям зерен альбитизированный. Микроклин-пертит обычно свежий, редко слабо пелитизированный. Нередко в нем содержатся вростки кварца, плагиоклаза, биотита. Характерны порфировидные выделения микроклин-пертита таблитчатой формы размером до 5х10х20 мм. Кварц, как правило, сильно трещиноват, раздроблен, обладает резко выраженным волнистым и блоковым угасанием. Темноцветные минералы представлены биотитом. Крупные и мелкие листочки биотита изогнуты, расщеплены, часто содержат в себе мелкий короткостолбчатый апатит и игольчатый рутил. По составу относится к ряду истонит-сидерофиллит. Акцессорные минералы – апатит, сфен, магнетит, реже пирит, а в единичных случаях – ортит. Редкоземельные элементы в меланогранитах и адамеллитах показывают высокую степень дифференцированности – нормированные к хондриту отношения
(La/Yb)N варьируют от 32,8 до 45,9 (табл. 1).
Граносиениты массивные неравномернозернистые порфировидные и порфировые состоят из крупных и более мелких зерен пелитизированного микроклин-микропертита (30-50 %), олигоклаз-андезина (25-30 %) часто включенного в калишпат, кварца с волнистым угасанием (20-25 %) и мелких чешуй биотита (1-5 %). Переходы от меланогранитов к граносиенитам постепенные. По характеру зернистости и структурно-текстурным особенностям породы практически не отличаются.
Нордмаркиты розовато-серой окраски, массивные, местами гнейсоватые. Микроструктура гипидиоморфнозернистая. Минеральный состав характеризуется преобладанием микропертиового полевого шпата (70-75 %), кварца (15-20 %), эгирин-авгита (3-4 %), амфибола (3-5 %), редко биотита (1-2 %). Акцессорные минералы: апатит, сфен, пирит, циркон, ортит.
Биотитовые граниты серые и розовато-серые массивные средне- крупнозернистые с гипидиоморфнозернистой гранитовой структурой. Сложены они призматическим альбит-олигоклазом (30-40 %), микроклин-пертитом (30-40 %), кварцем (25-30 %), биотитом (5 %). Изредка отмечается зеленая роговая обманка (до 1-2 %) Акцессорные минералы – апатит, магнетит до 1 %. Они характеризуются сравнительно меньшей суммой РЗЭ, чем породы первой и второй фаз внедрения, повышенной дифференцированностью РЗЭ и слабо выраженной европиевой отрицательной аномалией (табл. 1).
Таблица 1
Содержания петрогенных компонентов (мас. %), редких и редкоземельных элементов (ppm) в породах Горновского массива (P2-T1).
|
№ |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
10 |
11 |
|
SiO2 |
74.91 |
75.33 |
75.65 |
69.45 |
74.11 |
58.40 |
68.18 |
66,07 |
70.31 |
74.95 |
76.75 |
|
TiO2 |
0.18 |
0.14 |
0.15 |
0.42 |
0.22 |
0.75 |
0.43 |
0,42 |
0.42 |
0.18 |
0.11 |
|
Al2O3 |
13.07 |
13.06 |
12.88 |
14.84 |
12.64 |
17.81 |
15.37 |
17,76 |
14.08 |
12.48 |
12.98 |
|
Fe2O3 |
2.79 |
2.39 |
2.51 |
3.98 |
2.86 |
5.98 |
3.94 |
2,05 |
3.19 |
2.36 |
0.73 |
|
MnO |
0.06 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.05 |
0.12 |
0.07 |
0,04 |
0.06 |
0.03 |
0.04 |
|
MgO |
0.37 |
0.20 |
0.19 |
1.51 |
0.59 |
2.44 |
1.52 |
0,49 |
1.10 |
1.79 |
0.15 |
|
CaO |
1.03 |
0.75 |
0.80 |
1.82 |
1.40 |
3.84 |
2.64 |
0,54 |
2.65 |
1.16 |
0.32 |
|
Na2O |
3.20 |
3.63 |
3.08 |
4.24 |
3.03 |
3.50 |
3.88 |
5,53 |
3.82 |
3.30 |
4.10 |
|
K2O |
4.09 |
4.57 |
4.44 |
3.88 |
4.87 |
5.08 |
3.85 |
5,76 |
3.02 |
3.32 |
3.98 |
|
H2O |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.50 |
0.50 |
1.25 |
0.09 |
0,10 |
0.58 |
0.52 |
0.07 |
|
P2O5 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.01 |
0.08 |
0.38 |
0.16 |
0,33 |
0,05 |
0.07 |
0.10 |
|
Сумма |
99.77 |
100.2 |
99.80 |
100.69 |
100.35 |
99.55 |
100.13 |
99,09 |
99.23 |
100.2 |
99.97 |
|
Cs |
0.1 |
3.2 |
1.8 |
4.5 |
8.2 |
2.9 |
3.5 |
5,3 |
2.4 |
3.3 |
2.0 |
|
Rb |
218 |
255 |
215 |
171 |
175 |
89 |
113 |
165 |
107 |
156 |
180 |
|
Sr |
148 |
65 |
98 |
665 |
104 |
2021 |
1209 |
875 |
1063 |
622 |
10 |
|
Y |
36.5 |
55.0 |
40.0 |
4.2 |
28.0 |
3.2 |
7.7 |
12,1 |
9.6 |
7.7 |
16.0 |
|
Zr |
108 |
81 |
108 |
282 |
147 |
434 |
280 |
309 |
221 |
119 |
220 |
|
Nb |
5.9 |
4.7 |
3.5 |
2.1 |
4.3 |
7.5 |
1.2 |
3,8 |
3.2 |
3.4 |
88 |
|
Ba |
320 |
70 |
170 |
770 |
380 |
2700 |
1100 |
987 |
1100 |
590 |
25 |
|
La |
19.70 |
15.6 |
19.30 |
39.50 |
26.20 |
57.90 |
58.90 |
55,6 |
47.00 |
19.40 |
3.3 |
|
Ce |
33.20 |
26.50 |
30.90 |
58.00 |
44.60 |
100.80 |
92.40 |
88,7 |
69.30 |
30.00 |
37 |
|
Nd |
15.50 |
12.50 |
13.70 |
23.60 |
21.20 |
48.90 |
40.20 |
33,5 |
28.20 |
12.90 |
9.0 |
|
Sm |
3.50 |
2.80 |
2.95 |
4.70 |
4.80 |
11.30 |
8.50 |
7,8 |
5.67 |
2.70 |
7.0 |
|
Eu |
0.38 |
0.30 |
0.32 |
0.84 |
0.57 |
3.15 |
1.50 |
1,57 |
1.44 |
0.72 |
0.14 |
|
Gd |
2.36 |
2.78 |
2.37 |
3.10 |
3.54 |
7.67 |
4.00 |
4,5 |
5.00 |
2.40 |
1.0 |
|
Tb |
0.47 |
0.56 |
0.47 |
0.44 |
0.63 |
1.12 |
0.62 |
0,7 |
0.73 |
0.37 |
0.91 |
|
Yb |
2.84 |
3.56 |
2.94 |
0.58 |
2.30 |
1.81 |
1.21 |
1,3 |
1.18 |
0.65 |
1.5 |
|
Lu |
0.460 |
0.58 |
0.480 |
0.074 |
0.350 |
0.240 |
0.164 |
0,17 |
0.160 |
0.090 |
0.2 |
|
Hf |
0.04 |
3.3 |
3.4 |
5.1 |
3.8 |
11.0 |
4.9 |
3,9 |
4.6 |
3.3 |
4.6 |
|
Ta |
0.9 |
1.0 |
1.1 |
0.7 |
0.9 |
0.5 |
0.6 |
0,55 |
0.6 |
0.5 |
4.8 |
|
Th |
0.12 |
31.6 |
26.2 |
21.5 |
14.4 |
8.0 |
17.1 |
18,2 |
15.6 |
17.8 |
49 |
|
La/YbN |
4.7 |
3.0 |
4.4 |
45.9 |
7.7 |
21.6 |
32.8 |
31,7 |
26.9 |
20.1 |
1,38 |
|
Eu/Eu* |
0.4 |
0.3 |
0.4 |
0.6 |
0.4 |
1.0 |
0.7 |
0,72 |
0.8 |
0.8 |
0,005 |
|
∑РЗЭ |
78.41 |
65.18 |
73.43 |
130.83 |
104.19 |
232.89 |
207.49 |
193,85 |
158.68 |
69.23 |
59,14 |
Примечание. 1, 5, 10 – лейкограниты, 2 – аплитовидные лейкограниты, 3 – пегматоидные лейкограниты, 4, 7 – адамеллиты , 6 – кварцевые монцодиориты, 8 – нордмаркиты, 9 – граниты, 11 – лейкограниты с флюоритом. Анализы выполнены в АЦ ОИГГМ СО РАН (г. Новосибирск). Нормализация некоторых РЗЭ проведена относительно концентраций в хондрите по [6].
Лейкограниты 4 фазы внедрения розовато-серые и светло-серые биотитовые массивные неравномернозернистые. Вблизи контакта лейкогранитов с биотитовыми гранитами – порфировидные. Редко отмечаются участки пойкилитовых структур. Состав: микроклин-пертит – 25-40 %, кварц –
30-40 %, альбит-олигоклаз – 30-35 %, биотит – 1-3 %, редко встречается мусковит. Присутствуют микрографические сростки кварца и калишпата размером до 2мм. Биотит по химическому составу относится к ряду истонит-сидерофиллит. Акцессорные минералы – апатит, магнетит, ортит, циркон. Характеризуются небольшой суммой РЗЭ и явной отрицательной аномалией по европию (табл. 1).
Лейкограниты с флюоритом 5 фазы розовато-желтоватой окраски аналогичны лейкогранитам 4 фазы, но отличаются от них наличием микропегматоидных структур, а также миароловых пустот с флюоритом, биотитом, редко шеелитом, сульфидами. В спектре РЗЭ наблюдается резкая европиевая отрицательная аномалия при небольшом фракционировании. При этом сумма РЗЭ из всех пород в лейкогранитах с флюоритом самая низкая (табл. 1).
Абсолютный возраст пород жерновского комплекса (206Pb/238U) составляет 250.3 ± 0.8 млн лет (возраст 207Pb/206Pb соответствует 243.8 ± 6.9 млн лет). Среднее значение возраста (206Pb/238U) 249.8 ± 1.6 млн лет (СКВО=1.2) трех проанализированных фракций согласуется с возрастом конкордантного циркона и является наиболее достоверной оценкой времени его кристаллизации и соответственно формирования лейкогранитов Еландинского массива.
По концентрациям бария, стронция, повышенной бороносности породы Горновского ареала относятся к шошонитовой серии и весьма близки к породам айского комплекса Горного Алтая [2].
В связи с тем, что в породах Горновского массива дифференциация РЗЭ проявлена не равномерно, а наибольший интерес в отношении рудоносности представляют заключительные фазы внедрения в интрузиях латитовой серии, рассмотрим более детально поведение лантаноидов в лейкогранитах 4 и лейкогранитах с флюоритом 5 фазы внедрения. В спектре распределения РЗЭ наблюдается близкое и согласованное распределение элементов, а характер кривой (выгнутой) указывает на М-тип тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ.
Расчеты величины тетрадного эффекта по [5] показали, что его значения увеличиваются от лейкогранитов 4 фазы к лейкогранитам 5 фазы внедрения (от 1,38 до 1,73) (табл. 2) [4]. Параллельно с этим происходит увеличение отношений Zr/Hf, Sr/Eu и уменьшение почти на порядок значения отношений Eu/Eu* в породах заключительной фазы.
Поведение отношений Y/Ho и La/Lu имеет обратный характер. С увеличением величины тетрадного эффекта происходит снижение указанных отношений (табл.2). Как видно из приведенных фактов, тетрадный эффект сопровождается изменением поведения при фракционировании и других элементов, получивших название не характерным поведением по [7, 8]. Такое поведение наблюдается в высоко эволюционировавших магматических системах, которые обогащены H2O, CO2, а также такими элементами, как Li, B, F, Cl. Анализируемые системы могут считаться переходными от чистых силикатных расплавов к водным флюидным [7, 8].
Таблица 2
Отношения некоторых РЗЭ и значения тетрадного эффекта
|
Отношения элементов |
Лейкограниты 4 фазы |
Лейкограниты с флюоритом 5 фазы |
|
Y/Ho |
133.3 |
76.19 |
|
Eu/Eu* |
0.03 |
0.005 |
|
La/Lu |
74.8 |
16.5 |
|
Zr/Hf |
42,7 |
47,8 |
|
Sr/Eu |
46,1 |
71,4 |
|
TE1,3 |
1.38 |
1.73 |
Примечание. ТЕ1.3 – тетрадный эффект по В. Ирбер [8]. Eu*= (SmN+GdN)/2.
В координатах К2О- SiO2 все породы жерновского кмплекса попадают в шошонитовое поле, а по содержанию растягиваются от абсарокитов до банакитов через шошониты. По составу биотитов пород жерновского комплекса они также относятся к шошонитовым гранитоидам [3, 5].
Рудоносность гранитоидов жерновского комплекса. Анализ поведения редких элементов, фтора и значений редкометалльного индекса показывает, что от ранних фаз внедрения к заключительным происходит закономерное их изменение с увеличением концентраций олова, вольфрама и редкометалльного индекса в лейкогранитах с флюоритом (до 58142,8). Полученные значения редкометалльного индекса весьма близки к таковому в рудоносных латитовых сериях.
Следовательно, приведенные параметры гранитоидов, закономерные изменения признаков рудоносности, повышенные содержания летучих компонентов, и особенно, фтора, бора и других указывают на потенциальную рудоносность изученных массивов. В пределах Яминского участка Еландинского массива обнаружено проявление олова, связанное с кварцевыми жилами и вкрапленностью касситерита, халькопирита, висмутина, пирита. Местами такие жилы сопровождаются грейзенизацией. В таких случаях появляются мусковит, цинвальдит, турмалин, берилл, пирротин, вольфрамит, арсенопирит, молибденит. Содержание олова в кварцевых жилах варьируют от 0,1 до 0,45 %. В кварцево-грейзеновых жилах помимо касситерита отмечается станнин и содержание олова варьирует от 0,3 до 0,9 %. В лейкогранитах этого же массива обнаружены зоны сульфидизации с медно-цинковым оруденением, а также кварцевые жилы со свинцово-серебряным оруденением. Намечаются две основные стадии минерализации – ранняя кварц-цинвальдитовая с касситеритом и более поздняя – кварц-сульфидная с преобладанием сфалерита. Температуры гомогенизации оловоносного кварца ранней стадии 345-350 °С, а более поздней – кварц-сульфидной – 210 °С.
В пределах Горновского массива в области развития лейкогранитов с флюоритом обнаружено проявление кварц-шеелитового типа с вкрапленностью шеелита, халькопирита, пирита, бисмутита. При бурении скважин в шламе установлены касситерит, пирит, халькопирит. С восточной частью Горновского массива совпадают шлиховые ореолы касситерита, а также первичные геохимические ореолы олова (0,0012 %), сурьмы (0,2 %), меди (0,05-0,3 %), свинца (0,03-0,4 %), цинка (0,01-0,3 %), приуроченные к контактовым роговикам и кварц-турмалиновым метасоматитам. К экзоконтакту Горновского массива приурочены жильные кварцевые проявления со свинцово-серебряным орудененим.
Интерпретация результатов. Полученные результаты показывают, что гранитоиды жерновского комплекса Салаира имеют весьма близкие характеристики к шошонитовым гранитоидам, развитым в Горном Алтае (Айский массив, Теранджикский ареал гранитоидов).
Соотношения изотопов стронция и неодима в гранитоидах Луговского массива (ε (Nd)t варьируют от 1,93 до 2,93, а ε(Sr)t – от 21,12 до 31,3) позволяют связывать их формирование с плавлением мантийного источника типа EM II (табл. 4).
Таблица 4
Значения параметров ε (Nd)t и ε(Sr)t для пород луговского интрузивного массива
|
Породы и фазы внедрения |
ε(Nd)t |
ε(Sr)t |
|
Кварцевые монцодиориты |
1,95 |
31,3 |
|
Кварцевые монцодиориты |
1,93 |
30,2 |
|
Нордмаркиты |
2,11 |
29,71 |
|
Граниты умеренно-щелочные |
2,69 |
21,12 |
|
Лейкограниты |
2,93 |
22,31 |
Примечание. Анализы выполнены в лаборатории ИГЕМ РАН (г. Москва).
Заключение
Описанные породы по всем параметрам близки к шошонитовой серии, которая всегда характеризовалась различной минерагенической спецификой. В случае Салаирского кряжа с шошонитовыми гранитоидами жерновского комплекса связано кварцево-грейзеновое оруденение олова, молибдена, вольфрама. В лейкогранитах и лейкогранитах с флюоритом проявлен М- тип тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ.
Библиографическая ссылка
Гусев А.И. ПЕТРОЛОГИЯ И РУДОНОСНОСТЬ ГРАНИТОИДОВ ЖЕРНОВСКОГО ИНТРУЗИВНОГО КОМПЛЕКСА САЛАИРА // Современные наукоемкие технологии. – 2013. – № 12. – С. 101-105;URL: https://top-technologies.ru/ru/article/view?id=33606 (дата обращения: 03.12.2024).