Научный журнал

Современные наукоемкие технологии

ISSN 1812-7320

"Перечень" ВАК

ИФ РИНЦ = 0,940

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

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

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.