Приграничная полоса между Горным и Рудным Алтаем представляет собой аномальный участок, совмещения различных процессов, приводивших к формированию специфических интрузивных образований и связанных с ними рудных объектов. К числу специфических интрузивных массивов относится Синюшинский гранитоидный массив.
Синюшинский массив образовался в зоне влияния долгоживущей Северо-Восточной зоны смятия, которая не только разграничивает Рудно-Алтайские и Горно-Алтайские структуры, но и контролировала размещение интрузивных массивов Колыванского (верхнедевонский усть-беловский комплекс) и Синюшинского (поздней перми – нижнего триаса).
Результаты исследований. В составе Синюшинского массива выделяются три фазы внедрения: 1) биотит-роговообманковые кварцевые монцодиориты, калиевые гранодиориты и граносиениты; 2) порфировидные роговообманково-биотитовые граниты, субщелочные граниты, лейкограниты и субщелочные лейкограниты; 3) равномернозернистые биотитовые лейкограниты и субщелочные лейкограниты. Дайковые породы представлены аплитовидными гранитами, аплитами, риолитами и, в единичных случаях (Саввушинский массив), – диорит-порфиритами. Кроме того, отмечаются пегматитовые жилы, в том числе берилло- и ортитоносные.
Розовато-серые порфировидные (калишпат) гранодириты первой фазы cлагают отдельные тела размерами от 10×80 до 20×120 м и мелкие ксенолиты среди гранитоидов последующих фаз внедрения. Это средне-крупнозернистые порфировидные породы с вкрапленниками калишпата и слабозонального альбита (до 3-5 см), состоящие из микроклин-пертита, плагиоклаза, кварца, биотита сидерофиллит-аннитового ряда с повышенным содержанием TiO2 и F (ƒ = 46-49 %), роговой обманки (ƒ = 52 %), акцессорных сфена, апатита, циркона и магнетита. В гранодиоритах отмечаются биотиты с более высокими концентрациями магния, а в гранитах – алюминия и меньшими содержаниями магния. Основная масса гипидиоморфнозернистая с элементами мирмекитовой.
Мелано,- мезо- и лейкократовые гранитоиды второй фазы образуют крупные куполообразные и штокообразные тела с крутопадающими контактами, прорывающие и метаморфизующие стратифицированные образования широкого возрастного диапазона. Меланократовые разности более характерны для южной части массива, лейкократовые – для слабо эродированных куполов и апофиз, локализованных в районе Колыванского месторождения. Для средне-крупнозернистых разностей характерна крупноглыбовая “матрацевидная” отдельность, для мелкозернистых – тонкоплитчатая. Гранитоиды обладают значительной структурной неоднородностью и варьируют по степени зернистости основной массы и количеству мегакристаллов калишпата. Последние составляют от 5-10 % до 40 % объема породы и достигают весьма крупных размеров (до 8 см по удлиннению). Вдоль западного и северного контактов массива обычно прослеживается оторочка (мощностью до нескольких сотен метров) мелкозернистых порфировидных лейкогранитов. Породы имеют гранитовую и гипидиоморфнозернистую структуру, сложены ( %) кварцем – 25-30, калишпатом – 30-35, слабо зональным плагиоклазом (олигоклаз № 18-25, иногда андезин № 35-37) – 30-37, биотитом – 5-7. В меланократовых разностях количество биотита может достигать 10-15 %, а роговой обманки до 10 %. Для пород характерен широкий набор акцессорных минералов. В одних и тех же пробах отмечаются высокие концентрации магнетита и ильменита, сфена, ортита и флюорита – индикаторы резко различных условий среды минералообразования. Для глубоко эродированных массивов комплекса характерно развитие раннемагматических морфотипов цирконов с максимумом в районе групп S23-S25, с расчетной температурой кристаллизации расплава 800-900о и асимметричным смещением поля морфотипов в сторону плюмазитовой ветви эволюции. Для слабо эродированных куполов и апофиз, локализованных на площади Колыванского месторождения, отмечается слабый максимум в области раннемагматических морфотипов (S24) и интенсивный максимум в области позднемагматических морфотипов (G1, G2, G3) с ориентировочной температурой кристаллизации расплава 550-650о. Значительная длительность остывания обусловлена высокой водо – и флюидонасыщенностью расплава. Отделение флюидной фазы от расплава, фиксирующееся сокращением числа морфотипов в вертикальном температурном тренде и последующим расширением количества морфотипов циркона, характерно для рудоносных массивов. Гранитоиды характеризуются повышенной железистостью (FeO*/MgO =
=4,8 – 6,6), невыдержаными глиноземистостью
(Shand = от 0,96 в субщелочных лейкогранитах до 1,07 в лейкогранитах), анортитовостью
(с = от 0,06 в субщелочных лейкогранитах до 0,18 в гранитах) и щелочностью (Каг = от 0,7 в гранитах до 0,92 в субщелочных лейкогранитах) при устойчивом преобладании К2O над Na2O. По редкоэлементному составу умеренно глиноземистые разности слабо эродированных куполов уклоняются к А-гранитам редкометалльно-плюмазитового типа. Они обогащены редкими щелочами, редкими землями, Be, Th, U, W, Sc, Mo, Zn, Pb, B, обеднены Ba, V, Mn. Характерны повышенные значения парных коэффициентов Н.Н. Амшинского (Be/Ba=0,12-0,16, Be/Co=1,95-2,04) в отличие от пород глубокоэродированных массивов (Be/Ba=0,0022, Be/Co=0,46). С гранитными куполами, в которых присутствуют и лейкограниты, связаны парагенетически грейзеновые, скарновые, кварцево-жильные вольфрам-молибден-бериллиевые, тантал-ниобиевые месторождения и рудопроявления.
Лейкократовые гранитоиды с флюоритом третьей фазы слагают основную часть массива и особенно развиты в северной и северо-западной частях Синюшинского массива, где ранее они описывались в качестве дайки аплитовидных гранитов мощностью до 300 м. Это розовато-серые массивные, равномернозернистые, средне-крупнозернистые, реже мелкозернистые породы, состоящие из кварца (%) –
30-35, плагиоклаза – 20-25, калишпата – 40-45, биотита – 3-5, флюорита, турмалина
(0,5-1). По петрохимическим особенностям они сходны с лейкократовыми гранитоидами второй фазы (несколько обеднены щелочами), при этом существенно (в 2-2,5 раза) обеднены редкими щелочами, тяжелыми РЗЭ, Y, слабо обогащены Zr, Nb, Ta, Hf и легкими РЗЭ.
Для лейкогранитов Колыванского месторождения характерны нодули турмалина размерами от 0,5 до 5 см в поперечнике, которые широко распространены в районе апофиз и локальных выступов в районе месторождения. Наличие нодулей турмалина и редко – флюорита размерами от 0,5 до 1,5 см в диаметре указывает на формирование лейкогранитов в этой части массива в закрытой системе. Кристаллизация ранних фаз Синюшинского массива происходила в условиях слабой насыщенности летучими компонентами, что приводило к накоплению летучих в самых поздних дериватах массива при кристаллизации лейкогранитов. При этом происходило накопление таких летучих компонентов, как бор, вода, фтор. Для лейкогранитов характерно ещё более ярко выраженный максимум развития морфотипов цирконов позднемагматической стадии кристаллизации (G1, G2, G3), указывая на повышенную потенциальную рудоносность. Формирование нодулей турмалина происходило путём вскипания на глубине магматогенных флюидов и их поднятия к поверхности. О закрытой системе при формировании лейкогранитов свидетельствуют останцы провесов кровли ороговикованных песчано-сланцевых пород суеткинской свиты (позднего кембрия раннего ордовика) в Южном блоке месторождения. Они служили экраном для поднимающихся флюидов, обогащённых бором и другими летучими компонентами, которые попадая в остывавшие и кристаллизующиеся лейкограниты приповерхностных уровней формировали своеобразные капли-нодули турмалина и редко – флюорита.
Химический состав пород представлен в табл. 1.
Таблица 1
Химический состав пород Синюшинского массива
|
Порода |
Фаза |
n |
SiO2 |
TiO2 |
Al2O3 |
FeO* |
MnO |
MgO |
CaO |
Na2O |
K2O |
P2O5 |
|
Гранодиорит |
1 |
7 |
64,79 |
1,03 |
15,06 |
6,17 |
0,36 |
1,56 |
3,36 |
3,42 |
3,81 |
0,24 |
|
2,26 |
0,44 |
1,70 |
2,49 |
0,54 |
1,22 |
1,28 |
0,5 |
3,0 |
0,14 |
|||
|
Граносиенит |
4 |
65,45 |
0,75 |
15,64 |
4,88 |
0,12 |
0,99 |
2,36 |
3,61 |
5,77 |
0,23 |
|
|
1,73 |
0,37 |
1,70 |
2,51 |
0,01 |
0,61 |
0,90 |
0,99 |
3,14 |
0,1 |
|||
|
Кварцевый сиенит |
1 |
2 |
64,05 |
0,60 |
16,32 |
3,68 |
0,13 |
0,93 |
2.74 |
3,70 |
5,80 |
0,26 |
|
Гранит |
2 |
38 |
71,71 |
0,42 |
13,94 |
3,00 |
0,09 |
0,64 |
1,94 |
3,11 |
4,20 |
0,14 |
|
2,37 |
0,21 |
0,78 |
1,35 |
0,04 |
0,30 |
0,81 |
0,41 |
0,9 |
0,17 |
|||
|
Субщелочной |
9 |
73,75 |
0,27 |
13,28 |
2,18 |
0,05 |
0,39 |
1,16 |
3,43 |
5,1 |
0,08 |
|
|
гранит |
2,64 |
0,23 |
0,69 |
1,13 |
0,03 |
0,29 |
0,54 |
0,67 |
1,09 |
0,02 |
||
|
Лейкогранит |
16 |
75,38 |
0,23 |
12,53 |
2,45 |
0,07 |
0,27 |
1,02 |
3,21 |
4,23 |
0,1 |
|
|
1,07 |
0,11 |
0,46 |
0,62 |
0,03 |
0,18 |
0,37 |
0,42 |
0,40 |
0,17 |
|||
|
Субщелочной |
21 |
74,82 |
0,20 |
12,87 |
2,11 |
0,06 |
0,33 |
0,75 |
3,65 |
4,86 |
0,05 |
|
|
лейкогранит |
0,90 |
0,08 |
0,33 |
0,56 |
0,02 |
0,15 |
0,34 |
0,77 |
0,27 |
0,02 |
||
|
Лейкогранит |
3 |
3 |
75,93 |
0,24 |
12,30 |
2,84 |
0,10 |
0,24 |
1,02 |
3,08 |
3,88 |
0,08 |
|
0,52 |
0,09 |
0,14 |
0,55 |
0,03 |
0,20 |
0,21 |
0,23 |
0,45 |
0,06 |
|||
|
Субщелочной |
3 |
75,49 |
0,14 |
12,70 |
1,98 |
0,06 |
0,26 |
0,72 |
3,89 |
4,54 |
0,11 |
|
|
Лейкогранит с флюоритом |
4 |
0,41 |
0,06 |
0,21 |
0,38 |
0,01 |
0,18 |
0,11 |
0,49 |
0,20 |
0,13 |
Примечание. В числителе – средние содержания компонентов, в знаменателе – стандартное отклонение; n – количество проб.
На диаграмме K2O-SiO2 породные типы Синюшинского массива попадают в поля шошонитовой серии и высококалиевой известково-щелочной (рис. 1).
Диаграмма K2O – SiO2 для породных типов Синюшинского массива.
Поля пород: 1 – абсарокит; 2 – шошонит; 3 – банакит; 4 – высоко-К базальт;
5 – высоко-К андезибазальт; 6 – высоко-калиевый андезит; 7 – высоко-К дацит по [5].
Cерии пород: I – толеитовая; II – известково-щелочная; III – высоко-К известково-щелочная;
IV – шошонитовая. Породные типы Синюшинского мссива: 1 – кварцевый сиенит,
2 – гранодиорит, 3 – граносиенит, 4 – гранит, 5 – умеренно-щелочной гранит, 6 – лейкогранит, 7 – умеренно-щелочной лейкогранит, 8 – лейкогранит с флюоритом
Микроэлементный состав пород Синюшинского массива представлен в табл. 2.
Cледует отметить, что в крайних дифференциатах (лейкогранитах с флюоритом) наблюдаются более высокие концентрации Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Yb, Lu и низкие концентрации Sr, Ba, Li, Rb. Все породные типы характеризуются высокими отношениями тория к урану, превышающие 1 (от 2,5 до 5,45), указывающие на слабые гидротермальные изменения пород. Во всех проанализированных породах наблюдаются повышенные значения отношений (La/Yb)N, свидетельствующие о сильно дифференцированном распределении редкоземельных элементов. В гранитах, лейкогранитах и лейкогранитах с флюоритом выявлен тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов М-типа (значение TE1,3 превышает 1,1), что указывает на высокую обводнённость Синюшинского массива и максимально высокие концентрации летучих компонентов (и в первую очередь, – фтора и бора) в магматогенных флюидах [1]. Об этом свидетельствуют часто встречающиеся умеренно-щелочные лейкограниты с флюоритом, а также обильные нодули турмалина размерами от 1 до 5 см в поперечнике. В гибридной породе – граносиените, слабо проявлен W – тип тетрадного эффекта (значение TE1,3 менее 0,9), указывающий на значительную роль вадозных вод, заимствованных из вмещающих пород, при формировании этих пород.
Гранитоиды формировались в мезоабиссальной обстановке. На это указывают значительная ширина ореолов контактово измененных пород, большие размеры Синюшинского и других интрузивов, распространенность крупно-среднезернистых, обычно, порфировидных (с мегакристами калишпата) структур, отсутствие в массивах зон закалки, наличие пегматитов. Определение U-Pb методом по цирконам из гранитов Синюшинского массива (251,1 ± 4,6 млн. лет) даёт раннетриасовый возраст.
Таблица 2
Микроэлементный состав (в г/т) породных типов Синюшинского массива
|
Компоненты |
Породы 2 |
|||||
|
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
|
|
Li |
54,1 |
38,0 |
25,0 |
55,0 |
19,0 |
12,8 |
|
Rb |
134,0 |
129,0 |
320,0 |
319,0 |
25,2 |
21,2 |
|
Cs |
3,8 |
2,9 |
9,7 |
12,8 |
2,1 |
2,1 |
|
Ba |
350 |
760 |
330,0 |
300,0 |
36 |
27,1 |
|
Sr |
485 |
640 |
180,0 |
177 |
19,0 |
15,2 |
|
Zr |
250,0 |
245,0 |
80,0 |
127,0 |
130,0 |
205,0 |
|
Hf |
7,0 |
7,9 |
4,8 |
5,4 |
4,6 |
4,8 |
|
Nb |
24,0 |
34,0 |
22,0 |
20,2 |
34,0 |
65,0 |
|
Ta |
3,2 |
2,2 |
4,7 |
2,2 |
3,6 |
4,6 |
|
Th |
28,0 |
24,1 |
38,2 |
59,0 |
43,1 |
48,0 |
|
U |
8,0 |
9,6 |
7,0 |
21,6 |
15,1 |
14,0 |
|
Y |
32,0 |
19,4 |
19,0 |
22,0 |
25,0 |
17,9 |
|
La |
32,0 |
73,1 |
59,0 |
63,40 |
50,0 |
81,1 |
|
Ce |
96,0 |
87,0 |
65,8 |
86,20 |
67,1 |
67,2 |
|
Pr |
6,9 |
6,5 |
11,1 |
12,3 |
12,0 |
12,1 |
|
Nd |
26,0 |
24,1 |
22,2 |
27,20 |
21,3 |
22,1 |
|
Sm |
25,5 |
24,1 |
22,2 |
3,80 |
20,7 |
13,2 |
|
Eu |
7,0 |
1,2 |
0,61 |
0,84 |
10,56 |
11,4 |
|
Gd |
3,7 |
3,4 |
3,4 |
4,00 |
11,1 |
17,1 |
|
Tb |
0,61 |
0,55 |
0,56 |
0,58 |
10,55 |
12,5 |
|
Dy |
24,5 |
3,3 |
3,7 |
12,6 |
22,6 |
23,6 |
|
Ho |
0,8 |
0,78 |
0,7 |
0,9 |
6,8 |
7,8 |
|
Er |
3,3 |
2.9 |
0,44 |
0,39 |
12,1 |
14,9 |
|
Tm |
3,7 |
1,23 |
0,46 |
0,37 |
2,1 |
2,4 |
|
Yb |
3,6 |
2,7 |
2,8 |
3,01 |
5,0 |
11,1 |
|
Lu |
0,64 |
0,45 |
0,52 |
0,65 |
1,43 |
1,61 |
|
Co |
9,3 |
9,1 |
2,2 |
1,8 |
3,0 |
1,1 |
|
Cr |
24,0 |
23,5 |
18,0 |
13,3 |
21,0 |
5,2 |
|
Sc |
21,0 |
19,5 |
8,5 |
7,1 |
10,0 |
1,3 |
|
Ga |
22,2 |
23,6 |
22,8 |
22,9 |
18,4 |
18,6 |
|
Cu |
18,9 |
20,0 |
15,1 |
14.9 |
18,3 |
8,8 |
|
Sn |
3,4 |
1,9 |
4,9 |
4,7 |
5,1 |
5,3 |
|
W |
2,9 |
1,5 |
2,8 |
2,9 |
3,3 |
3,8 |
|
Mo |
2,5 |
0,9 |
3,2 |
3,3 |
3,0 |
3,4 |
|
Be |
2,8 |
1,9 |
4,4 |
4,3 |
9,0 |
3,7 |
|
Th/U |
3,5 |
2,5 |
5,45 |
2,73 |
2,85 |
3,43 |
|
(La/Yb)N |
5,87 |
18,59 |
13,91 |
13,9 |
6,6 |
4,82 |
|
ТЕ1,3 |
1,85 |
0,85 |
1,03 |
1,33 |
1,58 |
1,43 |
Примечание. Анализы выполнены в Лаборатории ИМГРЭ методом ICP-MS (г. Москва). Породы Синюшинского массива: 1 – гранит, 2 – граносиенит, 3 – лейкогранит, 4 – лейкогранит, 5 – лейкогранит с флюоритом, 6 – лейкогранит с флюоритом. ТЕ1,3 – тетрадный эффект по В. Ирбер [4]. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [3].
Рудоносность гранитоидов. Следует отметить, что шошонитовые гранитоиды Синюшинского массива характеризуются высоко дифференцированным типом распределения редкоземельных элементов, высокой обводнённостью и обогащённостью летучими компонентами, что весьма благоприятно для формирования различных типов оруденения. Действительно пространственно и парагенетически с гранитоидным массивом связаны скарновые месторождения вольфрама и молибдена (Кремлёвское и Плитнинское) и ряд рудопроявлений (Горный участок, Северный участок, Восточное, Каменское, Средне-Рябиновское, Вороновское, Ленинградское); кварцево-грейзеновые медно-висмут-вольфрамовые месторождения (Очаровательное I, Очаровательное II, Колыванское I, Колыванское II, Шеелитовое, Майское). Возможно, пространственно с гранитоидами Синюшинского массива связаны проявления железо-оксидного-медно-золоторудного класса типа Клонкарри, локализующиеся к северо-западу и к югу от массива (Локтевское рудное поле и другие, где существенную роль играют гематитовые руды с халькопиритом, борнитом, халькозином). В этих рудах отмечаются повышенные концентрации редких земель иттриевой группы. Хотя основную роль для проявлений Локтевского рудного поля имеет сдвиговая Северо-Восточная зона смятия, тем не менее здесь отмечаются редкие дайки шошонитового типа) от кварцевых сиенитов до лейкогранитов с флюоритом. Эти дайки сопровождают Синюшинский массив гранитоидов, маркирующих на глубине крупный глубинный магматический очаг, дериватом которого являются и Синюшинский массив, и сопровождающие его дайковые комплексы.
Интерпретация результатов. Полученные результаты указывают, что гранитоиды Синюшинского массива относятся к шошонитовой петрогенетической серии. Для них характерна высокая насыщенность летучими компонентами, что свидетельствует о сложной истории развития глубинного очага и мантийно-корового взаимодействия под влиянием плюмтектоники [2]. Это же подтверждают и различные типы тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ в породах комплекса (W- и M- типы), которые обусловлены также различной степенью насыщенности летучими компонентами [1, 2]. Все эти данные обусловили генерацию разнообразного cкарнового, грейзенового, жильного оруденения Mo, W, Nb, Bi, Ta, Cu, Fe, Au.
Выводы
Гранитоиды Синюшинского массива относятся к шошонитовой серии.
Генерация их происходила в постколлизионной обстановке в результате функционирования Сибирского суперплюма.
Библиографическая ссылка
Гусев А.И., Гусев Н.И. ПЕТРОЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ И РУДОНОСНОСТЬ ГРАНИТОИДОВ СИНЮШИНСКОГО МАССИВА АЛТАЯ // Современные наукоемкие технологии. – 2013. – № 12. – С. 117-122;URL: https://top-technologies.ru/ru/article/view?id=33609 (дата обращения: 03.12.2024).