В ходе проведения геологического доизучения площадей масштаба 1:200 000
(ГДП-200) в 2005-2011 годах установлено, что Калба-Нарымская минерагеническая зона протягивается из Восточного Казахстана на западную территорию Алтайского края [4], что повышает перспективы Российской территории на золотое и редкометалльное оруденение. Особенности золотогенерирующих адакитовых гранитоидов этой зоны нами охарактеризованы [3].
Целью настоящего исследования является освещение современных представлений на петрологию и флюидный режим посткинематических гранитоидов, весьма продуктивных на пегматитовое, грейзеновое, апогранитовое и жильное оруденение тантала, ниобия, лития, олова, молибдена, вольфрама. По нашим данным и сведениям предшественников наиболее близкая связь промышленного оруденения указанных металлов обнаруживается с дайками двуслюдяных гранитов, которые отнесены к третьей фазе становления магматитов калбинского комплекса.
Доминирующую роль в этой зоне играют посткинематические гранитоиды калбинского комплекса позднепермско-раннетриасового возраста, образующие различные по размерам массивы. В составе комплекса выделяются две интрузивные фазы:
1 - гранодиориты, адамеллиты, граниты;
2 - умеренно-щелочные граниты и лейкограниты.
Массивы сопровождаются дайками 2 фаз:
1 - пегматоидных двуслюдяных гранитов и лейкогранитов,
2 - биотитовых лейкогранитов.
Возрастными и вещественными аналогами калбинским гранитоидам в соседних тектонических структурах Алтае-Саянского региона являются постколлизионные гранитоиды белокурихинского (Горный Алтай) и тигирекского (Рудный Алтай) комплексов. Представительные анализы указанных породных типов и фаз калбинских гранитоидов приведены в табл. 1.
Таблица 1
Составы интрузивных и дайковых фаз калбинских гранитоидов
|
Оксиды (масс.%) Элементы (г/т) |
Интрузивы |
Дайки |
|||
|
Гранодиориты 1 фазы |
Граниты 1 фазы |
Лейкограниты 2 фазы |
Граниты двуслюдяные 3 фазы |
Лейкограниты биотитовые 4 фазы |
|
|
SiO2 |
66,38 |
69,89 |
74,45 |
70,74 |
73,78 |
|
TiO2 |
0,61 |
0,40 |
0,30 |
0,12 |
0,17 |
|
Al2O3 |
16,01 |
15,4 |
13,75 |
13,68 |
12,27 |
|
Fe2O3 |
0,64 |
0,99 |
0,80 |
0,47 |
0,61 |
|
FeO |
2,84 |
1,98 |
1,73 |
2,33 |
1,24 |
|
MnO |
0,07 |
0,07 |
0,05 |
0,04 |
0,04 |
|
MgO |
1,10 |
0,76 |
0,5 |
0,62 |
0,68 |
|
CaO |
3,60 |
1,90 |
1,53 |
1,15 |
1,91 |
|
Na2O |
4,13 |
3,92 |
3,32 |
3,87 |
6,10 |
|
K2O |
3,88 |
4,27 |
4,24 |
4,20 |
3,31 |
|
P2O5 |
0,15 |
0,10 |
0,11 |
0,06 |
0,04 |
|
Ga |
20,2 |
21,3 |
30,4 |
20,8 |
15,9 |
|
Rb |
105 |
154 |
447 |
122 |
13 |
|
Sr |
296 |
155 |
156 |
109 |
105 |
|
Y |
14,4 |
21,0 |
39,0 |
18,5 |
17,1 |
|
Zr |
110 |
125 |
62 |
78 |
12 |
|
Nb |
9,9 |
12,2 |
97,5 |
15,6 |
2 |
|
Mo |
0,9 |
0,5 |
1,0 |
0,6 |
0,1 |
|
Sn |
3,5 |
2,9 |
2,1 |
3,4 |
0,7 |
|
Cs |
4,5 |
6,0 |
9,5 |
7,4 |
0,3 |
|
Ba |
416 |
491 |
78 |
183 |
80 |
|
La |
19,9 |
33,1 |
12,3 |
15,1 |
14,8 |
|
Ce |
37,4 |
63,0 |
31,3 |
28,1 |
26,9 |
|
Pr |
4,7 |
7,5 |
2,3 |
3,7 |
3,8 |
|
Nd |
16,4 |
25,0 |
7,3 |
13,5 |
13,3 |
|
Sm |
3,3 |
4,7 |
2,1 |
3,0 |
2,9 |
|
Eu |
0,5 |
0,6 |
0,11 |
0,4 |
0,2 |
|
Gd |
3,1 |
4,1 |
2,0 |
3,0 |
3,7 |
|
Tb |
0,5 |
0,6 |
0,4 |
0,5 |
0,4 |
|
Dy |
2,5 |
3,6 |
3,5 |
3,2 |
3,2 |
|
Ho |
0,5 |
0,7 |
0,96 |
0,6 |
0,5 |
|
Er |
1,3 |
2,0 |
3,9 |
1,8 |
1,7 |
|
Tm |
0,2 |
0,3 |
1,0 |
0,3 |
0,2 |
|
Yb |
1,3 |
2,0 |
2,3 |
1,8 |
1,6 |
|
Lu |
0,2 |
0,3 |
1,7 |
0,3 |
0,2 |
|
Hf |
3,9 |
4,2 |
4,5 |
3,1 |
3,0 |
|
Ta |
1,3 |
1,3 |
11,1 |
1,4 |
1,1 |
|
W |
0,7 |
1,7 |
1,5 |
0,9 |
0,8 |
|
Th |
11,4 |
18,1 |
15,7 |
7,4 |
6,5 |
|
U |
4,4 |
3,3 |
9,8 |
2,1 |
1,9 |
|
(La/Yb)N |
10,2 |
10,9 |
9,8 |
5,6 |
6,1 |
|
Eu/Eu* |
0,034 |
0,030 |
0,029 |
0,012 |
0,014 |
|
U/Th |
0,38 |
0,18 |
0,62 |
0,28 |
0,29 |
Примечание. Анализы выполнены в Лаборатории ИГиМ СО РАН (г. Новосибирск). Нормализация некоторых РЗЭ проведена относительно концентраций в хондрите по [5]. Eu*= (SmN + GdN)/2.
Отношение нормированных отношений лантана к иттербию (La/Yb)N свидетельствует о значительном дифференцированном характере лёгких и тяжёлых лантаноидов. Обращает на себя внимание факт самых низких отношений тяжёлых РЗЭ к лёгким в составе третьей фазы, с которыми связано промышленное оруденение редких металлов в регионе. В дайковых образованиях отмечается более низкое отношение Eu/Eu*, чем в интрузивных фазах. Это может объясняться влиянием двух факторов: 1 ‒ фракционированием полевого шпата в расплавах и 2 - более высокой флюидонасыщенностью расплавов, генерировавших дайковые фазы, и в особенности фтором.
Из гранитов второй фазы Борисовского массива проанализированы содержания изотопов стронция и неодима. Значения эпсилон неодима показали величины 0,5 и 0,9, а эпсилон стронция дают значительное обогащение, достигая величин 30,5 и 35,1. По соотношениям этих значений изотопов стронция и неодима граниты Борисовского массива тяготеют к обогащённой мантии типа ЕМ II (рисунок).
Диаграмма εSr(t) - εNd(t) для гранитов Борисовского массива калбинского комплекса
Типы мантии по Зиндлеру и Харту [9]: EM I и EM II - обогащённая мантия типов I и II; PREMA - примитивная мантия; HIMU - мантия с высоким изотопным уран-свинцовым отношением. 1 - граниты Борисовского массива
По соотношениям La и Nb все интрузивные и дайковые фазы тяготеют к литосферному коровому источнику.
Соотношения нормализованных соотношений (La/Yb)N и (Yb)N для пород первой фазы близко к источнику плавления коры типа гранатового амфиболита, а породные типы второй интрузивной фазы и все дайковые образования попадают в поле плавления источника верхней коры.
По соотношениям La/Nb и Ce/Y все фазовые разновидности обнаруживают признаки смешения первичного расплава с коровым материалом.
В целом гранитоиды калбинского комплекса показали высокие отношения Fe/Mg, (K + Na)/Al, K/Na, а также высокие концентрации F, Zr, Nb, Ga, редкоземельных элементов (РЗЭ), Y, Zn и низкие содержания Mg, Ca, Cr, Ni, что характерно для гранитоидов анорогенного А-типа.
Методика оценки основных параметров флюидного режима (температур кристаллизации магм, фугитивностей и парциальных давлений летучих компонентов) описана в работе [2] с использованием экспериментальных и теоретических работ Д. Уонза и Х. Эйгстера [8], Д. Якобса, В. Пэрри [6], Дж. Манза, С. Лудингтона [7] и других. Режим фтора во флюидах можно определять по геофториметрам (с использованием составов слюд), разработанным А.М. Аксюк [1].
Анализы биотитов по фазам гранитоидов приведены в табл. 2.
От ранних фаз к поздним в биотитах наблюдается закономерное изменение состава: нарастание кремнекислотности, глинозёмистости, железистости и снижение магнезиальности. При этом отмечается нарастание доли октаэдрической составляющей в составе общей глинозёмистости слюды (от 0,34 до 0,52). Для биотита третьей фазы (даек), с которыми наблюдается связь оруденения характерны наиболее высокие значения фтористости биотита и повышенные значения таких летучих компонентов, как фтора, бора, хлора и концентраций редких металлов - цезия, рубидия, лития (табл. 2).
Таблица 2
|
Оксиды и элементы (масс. %) и показатели биотитов |
Интрузивные фазы |
Дайковые фазы |
||
|
Гранодиорит 1 фазы |
Гранит 2 фазы |
Двуслюдяной лейкогранит 3 фазы |
Биотитовый гранит 4 фазы |
|
|
SiO2 |
35,80 |
36,5 |
36,8 |
36,9 |
|
TiO2 |
3,5 |
2,9 |
2,8 |
2,9 |
|
Al2O3 |
16,5 |
17,8 |
18,1 |
18,8 |
|
Fe2O3 |
5,4 |
3,5 |
4,6 |
4,5 |
|
FeO |
18,4 |
17,0 |
16,3 |
16,6 |
|
MnO |
0,41 |
0,4 |
0,3 |
0,5 |
|
MgO |
8,1 |
7,9 |
5,4 |
5,1 |
|
CaO |
0,1 |
0,3 |
0,3 |
0,35 |
|
Na2O |
0,15 |
0,11 |
0,12 |
0,2 |
|
K2O |
8,25 |
8,1 |
8,0 |
8,2 |
|
P2O5 |
0,40 |
0,3 |
0,4 |
0,2 |
|
B2O3 |
0,15 |
0,20 |
0,5 |
0,4 |
|
H2O+ |
2,5 |
3,9 |
3,8 |
3,5 |
|
F |
0,3 |
0,45 |
1,6 |
1,1 |
|
Cl |
0,1 |
0,11 |
0,3 |
0,15 |
|
Rb2O |
0,1 |
0,11 |
0,25 |
0,22 |
|
Li2O |
0,15 |
0,15 |
0,38 |
0,28 |
|
Cs2O |
0,14 |
0,16 |
0,41 |
0,31 |
|
Сумма |
100,45 |
99,89 |
100,36 |
100,21 |
|
f |
66,01 |
62,3 |
71,5 |
73,1 |
|
l |
35,3 |
38,3 |
39,5 |
40,4 |
|
AlIV |
1,92 |
1,97 |
1,97 |
1,94 |
|
AlVI |
0,34 |
0,38 |
0,39 |
0,52 |
|
FBt |
0,03 |
0,03 |
0,09 |
0,07 |
|
OHBt |
0,97 |
0,97 |
0,91 |
0,93 |
Примечания. f - железистость биотита (f = 100 x (Fe / Fe+Mg); l - глинозёмистость биотита (l = 100×Al/Al + Si + Fe + Mg); AlIV и AlVI - алюминий в тетраэдрической и октаэдрической координации в составе биотитов; FBt и OHBt - доли фтор-биотита и гидроксил-биотита в сотаве слюды.
Оценки некоторых параметров флюидного режима приведены в табл. 3.
Анализ полученных данных табл. 3 показывает, что кристаллизация гранитоидов протекала в широком диапазоне температур от 740 до 920 °С, а также увеличением кислотности среды, что подтверждается увеличением значения потенциала ионизации биотита от 190,6 в гранитоидах первой фазы и значительно более высокими его значениями во всех остальных более поздних фазах. Обращает на себя внимание значительный скачок температуры кристаллизации от гранитов второй фазы к гранитоидам 3 фазы. Этот скачок объясняется нами подтоком мантийных трансмагматических флюидов в глубинный очаг и отделением из него даек пегматоидных гранитоидов и лейкогранитов. Это подтверждается также резким увеличением восстановленности флюидов, вызванных поступлением в очаг более глубинных восстановленных флюидов. Трансмагматические флюиды оказались обогащены рядом летучих компонентов мантийной природы: углекислотой, фтором, бором, фосфором. Более высокие значения отношений суммы парциальных давлений воды и углекислоты к парциальному давлению воды в обоих фазах дайковых гранитоидов свидетельствуют о более высокой вероятности взрывного характера в их формировании и вскипания пневматолитов и гидротермальных растворов при последующем рудогенном процессе. Об этом же свидетельствуют и более высоких концентраций летучих компонентов (фтора, бора, фосфора, помимо углекислоты) в магматогенных флюидах дайковых образований.
Таблица 3
Параметры флюидного режима гранитоидов калбинского комплекса
|
Параметры флюидного режима |
Гранодиориты 1 фазы |
Граниты 2 фазы |
Дайки лейкогранитов 3 фазы |
Дайки биотитовых
лейкогранитов |
|
Т °С |
800 |
740 |
880 |
920 |
|
lg fO2 |
-4,9 |
-9,5 |
-3,5 |
-3,1 |
|
fH2O |
0,76 |
0,9 |
0,8 |
0,82 |
|
pH2O |
0,92 |
2,1 |
0,98 |
1,0 |
|
pCO2 |
1,08 |
0,4 |
1,22 |
1,3 |
|
lgfHF/fHCl |
-1,6 |
-1,4 |
-0,9 |
-0,4 |
|
MHF |
0,73 |
0,86 |
0,96 |
1,29 |
|
Kвос |
0,29 |
0,35 |
0,55 |
0,34 |
|
у |
190,6 |
193,06 |
192,7 |
192,6 |
|
(pH2O+pCO2) pH2O |
2,17 |
1,19 |
2,24 |
2,3 |
Примечания. T, °C - температура кристаллизации; lg fO2 - логарифм фугитивности кислорода; fH2O - фугитивность воды; pH2O, pCO2 - парциальное давление воды и углекислоты; lg fHF/fHCl - логарифм отношений фугитивностей плавиковой и соляной кислот; Квост - коэффициент восстановленности флюидов; MHF - концентрации плавиковой кислоты во флюидах в моль/дм3 по [1]; у - потенциал ионизации биотита по В.А. Жарикову; (pH2O + pCO2)/pH2O - отношение суммы парциальных давлений воды и углекислоты к парциальному давлению воды.
Флюидный режим даек 4 фазы несколько отличен от такового третьей фазы. Возможно, это связано с ещё одной порцией мантийных трансмагматических флюидов, поступавших в глубинный очаг, создававших такое разнообразие дериватов.
Таким образом, рудогенерирующие посткинематические редкометалльные гранитоиды калбинского комплекса обнаруживают близость по своим петро-геохимическим характеристикам к анорогенным гранитоидам (А-тип). В их генерации прослеживается важная роль мантийно-корового взаимодействия, которое протекало по следующему сценарию:
1 - плавление мантийного источника типа EM II, выявляемое по изотопии стронция и неодима;
2 - плавление корового материала типа гранатового амфиболита в глубинном очаге, выявляемое по соотношениям нормированных к хондриту лантана и иттербия под воздействием базальтоидных мантийных магм;
3 - подток в глубинный очаг нескольких порций мантийных трансмагматических флюидов, обогащённых летучими компонентами, создававших благоприятные условия для экстрагирования из глубинных расплавов редких металлов и их переносу и отложению в рудолокализующих структурах.
Cписок литературы
- Аксюк А.М. Петрология. - 2000. - Т.10, №6. - С. 630-644.
- Гусев А.И. Металлогения золота Горного Алтая и южной части Горной Шории. - Томск: Изд-во STT, 2003. - 308 с.
- Гусев А.И, Гусев Н.И. Международный журнал экспериментального образования. - 2010. - № 9. - С. 75-80.
- Коробейников А.Ф., Гусев А.И., Русанов Г.Г. Известия Томского политехнического университета. - 2010. - Т. 316, № 1. - С. 31-38.
- Anders E., Greevesse N. Geochim. Cosmochim. Acta. - 1989. - Vol. 53. - P. 197-214.
- Jacobs D.C., Parry W.T. Econ. Geol. - 1979. - Vol. 74, №4. - P. 860-887.
- Munoz J.L., Ludington S.D. Amer // J. Sci. - 1974. - Vol. 247, № 4. - P. 396-413.
- Wones R.D., Eugster H.P. Amer. Mineral. - 1965. - Vol. 50, № 9. - P. 1228-1272.
- Zindler A., Hart. // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. - 1986. - Vol. 14. - P.4 93-571.