Актуальность изучения гранитоидного Абайского массива определяется тем, что на его состав и происхождение нет единой точки зрения. Гранитоиды Абайского массива различными исследователями трактуются по-разному. Так, по данным И.С. Туркина [2], Абайский массив представляет собой серию сближенных многочисленных тел (от 5-10 до 200-300 м в поперечнике) гранитоподобных пород, размещенных среди риолитоидов и дациандезитов коргонского комплекса и представленных неравномернозернистыми гранитами, гранит-порфирами, гранит-аплитами, лейкогранитами, микропегматитами. гранодиоритами такситовой структуры с многочисленными желваками, гнездами и линзами кварца.
По мнению Ю.А. Туркина [3] возможно выделение двух типов гранитоподобных пород в составе Абайского массива; к одному типу отнесены экструзивные комагматы коргонских эффузивов с четкими контактами, представленными, в частности, розово-серыми порфировидными гранитами куполовидного штока горы Бурунда, а к друго- му - «апоэффузивные» граниты, образованные в результате поствулканического автометаморфизма и метасоматической перекристаллизации эффузивов и тяготеющие к участкам жерловых и околожерловых фаций вулканитов. По данным Ю.А. Туркина, полученным в последнее время, Абайский массив полностью располагается среди коргонских риолитоидов субвулканического облика и, вероятнее всего, представляет собой центральную наиболее раскристаллизованную часть крупной субвулканической околожерловой постройки (вулкано-плутонический массив) и должен быть отнесен к коргонскому комплексу.
На юго-востоке Коргонского прогиба широкое развитие субвулканических пород и типичных интрузивных образований зафиксировано в Абайском грабене, где на юго-восточном окончании Коргонского хребта на восточных склонах белков Верхний Абай и Тюдекту локализован Абайский вулкано-плутонический массив. В центральной части структуры расположен Абайский массив площадью около 50 кв. км, вытянутый в северо-западном направлении и прорывающий, по данным Е.С. Левицкого [1], вулканиты коргонской свиты. Ширина контактового ореола обычно составляет 100-200 м, а на северо-западе увеличивается до 2 км, что связывается с пологим погружением массива в этом направлении (расположенное к северу небольшое интрузивное тело, вероятно, является апофизой массива). Термальное воздействие проявлено весьма незначительно, экзоконтактовые изменения выражаются в окварцевании и эпидотизации. В составе массива преобладают розовато-серые среднезернистые, иногда слабо порфировидные биотитовые и роговообманково-биотитовые лейкограниты, участками переходящие в более меланократовые гранит-порфиры, гранофиры и порфировые риолитоиды. В целом для пород массива характерны резкая невыдержанность структурно-текстурных особенностей, сильный катаклаз и большое количество ксенолитов вмещающих пород.
В составе массива нами выделяются 3 фазы внедрения; 1 - гранодиориты; 2 - граниты, умеренно-щелочные рибекитовые граниты; 3 - лейкограниты, лейкогранит-порфиры.
По нашим данным, в южной и юго-восточной эндоконтактовой части массива с преобладанием лейкогранит-порфиров развиты гранодиориты ранней фазы внедрения повышенной основности. Гранодиориты образуют несколько сближенных тел в краевой части массива размерами от 10×50 до 15×100 м. Гранодиориты массивной текстуры и порфирвой структуры с микропегматитовой основной тканью породы. В меланократовых разностях гранитоидов основность порфировых выделений плагиоклаза отвечает олигоклазу-андезину № 26-46, а содержание темноцветных минералов (биотита, рибекита) достигает 10-15%. Плагиоклаз интрателлурической фазы зонален: в центре он отвечает андезину № 41-46, а по периферии - олигоклазу № 23-26. Он, как правило, соссюритизирован. Плагиоклаз основной ткани отвечает олигоклазу № 12-18. Рибекит, преимущественно, замещён эпидотом и хлоритом и сохранился лишь в крупных гломеропорфировых скоплениях щелочной роговой обманки, замещённой вторичным амфиболом, близким к обыкновенной роговой обманке. Обыкновенная роговая обманка плеохроирует в оттенках коричневой и бурой окраски. Вторичные минералы представлены пренитом, эпидотом, хлоритом, развивающимся по роговой обманке и биотиту. Последний почти нацело замещён эпидотом и хлоритом. Отмечается широкий набор акцессорных минералов разных условий формирования: пирит, ильменит, гранат, корунд, циркон, ортит, сфен, флюорит, ксенотим, магнетит.
Для пород Абайского массива характерна резкая невыдержанность структурно-текстурных особенностей, сильный катаклаз и большое количество ксенолитов вмещающих пород. По данным Е.С. Левицкого, граниты второй характеризуются переменными содержаниями кварца (20-30%), плагиоклаза, представленного олигоклазом и иногда олигоклаз-андезином (20-45%), калиевого полевого шпата, представленного не решётчатым микроклином и редко - микроклин-пертитом (20-25%), биотита и, реже, роговой обманки (в сумме до 10%). Акцессорные минералы представлены цирконом, ортитом, сфеном, апатитом, магнетитом, ксенотимом, галенитом, ильменитом, пиритом, гранатом, корундом и флюоритом. Постепенными переходами данные породы связаны с микропегматитовыми гранитами и гранофирами. Химический состав гранитов (таблица) характеризуется нормальной щелочностью с примерно равными количествами натрия и калия или незначительным преобладании натрия над калием (Na2O = 4,13%, K2O = 3,05% при SiO2 = 71,4%), высокой глиноземистостью (индекс Шенда = 1,13), повышенной известковистостью (Ки = 0,8) и агпаитностью (Ка = 0,63). Гранитам свойственны высокие отношения Th/U, что указывает на слабо проявленные процессы метасоматических изменений. Им свойственны и высокие отношения Nb/Ta (13,5), указывающие на ювенильный глубинный источник этих гранитов. Высокие содержания галлия (19,6%) характерны для анорогенных гранитов (А-типа).
Умеренно-щелочные рибекитовые граниты второй фазы серой окраски с розоватым оттенком распространены в юго-восточной части Абайского массива вблизи гранодиоритов ранней фазы. В их составе преобладает призматический полевой шпат (45-50%), в значительном количестве (до 30-35%) отмечается кварц. Калиевый полевой шпат представлен микроклин-пертитом (5-15%). Характерным темноцветным минералом является амфибол, равномерно распределённый в породе с редкими гломеропорфировыми скоплениями. Его содержания варьируют от 5 до 8%. Спорадически в пробах-протолочках отмечаются астрофиллит, эгирин, фергусонит, малакон, иттриалит, ортит. Характерна гипидиоморфнозернистая структура, местами переходящая в аллотриоморфнозернистую. Амфибол представлен крупными (до 0,5-0,7 см) удлинённо-призматическими кристаллами почти чёрного цвета с буровато-синим оттенком. Химический состав рибекита (мас.%): SiO2 - 48,23, TiO2 - 2,37, Al2O3 - 1,52, Fe2O3 - 14,58, FeO - 22,36, MnO - 1,10, MgO - 0,12, CaO - 2,56, Na2O - 4,08, K2O - 2,15, H2O+ - 1,02, F - 0, 26. Пересчёт на структурную формулу химического состава амфибола показал, что по величине катионной группы (Х = 2,12) он близок к рибекиту (для рибекита Х = 2, а для арфведсонита Х = 3). Кроме того, близость к рибекиту устанавливается и по отсутствию алюминия в октаэдрической координации (AlVI). Микропертитовый полевой шпат образует в гранитах призматические кристаллы размерами до 0,8 мм в длину. Дифрактометрия полевых шпатов позволяет относить их к варьирующему ряду от Ab43Or57 до Ab58Or42. При этом в микропертитовых кристаллах отмечается несколько более высокая доля альбитовой фазы.
Представительные анализы гранитоидов Абайского массива
|
Оксиды в масс.%,
Элементы в г/т |
Номера проб |
||||||||
|
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
|
|
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
10 |
|
SiO2 |
64,91 |
71,4 |
72,81 |
74,6 |
75,22 |
75,26 |
75,74 |
76,53 |
76,67 |
|
TiO2 |
0,95 |
0,33 |
0,09 |
0,2 |
0,13 |
0,23 |
0,06 |
0,15 |
0,13 |
|
Al2O3 |
15,21 |
15,1 |
15,11 |
13,67 |
13,49 |
12,78 |
13,23 |
12,71 |
12,70 |
|
Fe2O3 |
2,10 |
0,95 |
0,57 |
0,82 |
0,83 |
0,95 |
0,58 |
0,81 |
0,78 |
|
FeO |
3,81 |
2,11 |
0,92 |
1,03 |
1,05 |
1,18 |
0,90 |
1,20 |
1,12 |
|
MnO |
0,15 |
0,06 |
0,14 |
0,03 |
0,03 |
0,04 |
0,03 |
0,04 |
0,03 |
|
MgO |
1,53 |
0,49 |
0,21 |
0,47 |
0,25 |
0,26 |
0,10 |
0,23 |
0,21 |
|
CaO |
3,55 |
2,09 |
0,40 |
0,66 |
0,42 |
1,04 |
0,46 |
0,63 |
0,64 |
|
Na2O |
4,41 |
4,13 |
4,82 |
3,16 |
3,35 |
3,2 |
3,69 |
3,43 |
3,44 |
|
K2O |
3,04 |
3,05 |
4,09 |
3,98 |
3,88 |
4,51 |
4,32 |
3,81 |
3,75 |
|
P2O5 |
0,26 |
0,09 |
0,11 |
0,072 |
0,03 |
0,034 |
0,03 |
0,03 |
0,03 |
|
BaO |
0,037 |
0,04 |
0,039 |
0,039 |
0,051 |
0,063 |
0,09 |
0,054 |
0,053 |
|
Ga |
18,3 |
19,6 |
20,1 |
11,7 |
15,9 |
13,7 |
13,2 |
13,3 |
14,1 |
|
Rb |
88 |
91 |
95 |
167 |
128 |
163 |
192 |
103 |
105 |
|
Sr |
231 |
154 |
155 |
68 |
59 |
109 |
36 |
48 |
50 |
|
Y |
39 |
39 |
40 |
44 |
38 |
35 |
47 |
29 |
44 |
|
Zr |
378 |
362 |
365 |
149 |
225 |
149 |
90 |
127 |
125 |
|
Nb |
14,0 |
12,7 |
13,1 |
13,5 |
14,3 |
11,5 |
15,5 |
11,7 |
11,6 |
|
Mo |
2,1 |
3,4 |
3,5 |
2,6 |
3,0 |
5,1 |
1,5 |
3,5 |
3,7 |
|
Sn |
1,41 |
2,8 |
3,0 |
2,9 |
1,93 |
1,7 |
4,8 |
3,4 |
3,3 |
|
Cs |
1,24 |
1,05 |
1,2 |
2,6 |
1,2 |
0,81 |
2,1 |
0,48 |
0,5 |
|
Ba |
420 |
522 |
530 |
422 |
572 |
618 |
180 |
444 |
445 |
|
La |
27 |
34 |
35 |
24 |
33 |
35 |
7,5 |
19,1 |
20,1 |
|
Ce |
57 |
69 |
70 |
49 |
72 |
67 |
18,8 |
43 |
44 |
|
Pr |
7,3 |
9,1 |
9,2 |
6,3 |
8,8 |
7,9 |
2,7 |
5,2 |
5,1 |
|
Nd |
28 |
33 |
34 |
23 |
30 |
27 |
11,1 |
19,5 |
19.4 |
|
Sm |
5,8 |
6,8 |
6,7 |
5,4 |
5,8 |
5,0 |
3,7 |
4,2 |
4,3 |
|
Eu |
1,63 |
1,34 |
1,1 |
0,7 |
0,7 |
0,69 |
0,28 |
0,62 |
0,61 |
|
Gd |
6,7 |
6,5 |
6,4 |
6,1 |
5,2 |
5,0 |
5,3 |
4,3 |
4,2 |
|
Tb |
0,99 |
1,08 |
1,05 |
0,96 |
1,02 |
0,75 |
0,97 |
0,7 |
0,6 |
|
Dy |
5,6 |
6,3 |
6,4 |
6,8 |
6,2 |
4,6 |
6,1 |
4,0 |
4,1 |
|
Ho |
1,42 |
1,27 |
1,23 |
1,28 |
1,27 |
0,94 |
1,29 |
0,82 |
0,81 |
|
Er |
3,2 |
3,6 |
3,5 |
3,6 |
3,8 |
2,8 |
4,1 |
2,4 |
2,5 |
|
Tm |
0,5 |
0,57 |
0,56 |
0,58 |
1,64 |
0,44 |
0,71 |
0,38 |
0,37 |
|
Yb |
1,1 |
3,5 |
3,4 |
3,8 |
3,8 |
3,0 |
4,5 |
2,5 |
2,6 |
|
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
10 |
|
Lu |
0,43 |
0,54 |
0,55 |
0,58 |
0,61 |
0,44 |
0,65 |
0,38 |
0,39 |
|
Hf |
8,8 |
8,4 |
8,6 |
5,1 |
6,2 |
4,8 |
4,3 |
4,2 |
4,3 |
|
Ta |
1,21 |
0,94 |
1,1 |
1,4 |
1,28 |
1,1 |
1,54 |
1,1 |
1,1 |
|
W |
1,53 |
2,2 |
2,5 |
1,81 |
2,2 |
3,2 |
1,48 |
2,1 |
2,2 |
|
Th |
7,1 |
9,1 |
12,1 |
15,0 |
10,4 |
15,1 |
11,6 |
9,0 |
9,5 |
|
U |
1,92 |
2,7 |
2,5 |
2,4 |
1,42 |
4,3 |
2,9 |
1,96 |
1,82 |
|
Th/U |
3,7 |
3,4 |
4,84 |
6,25 |
7,32 |
3,5 |
4,0 |
4,6 |
5,2 |
|
Nb/Ta |
11,6 |
13,5 |
11,9 |
9,6 |
11,2 |
10,4 |
10,1 |
10,6 |
10,54 |
|
∑ РЗЭ |
185,67 |
215,6 |
219,09 |
176,1 |
211,84 |
266,66 |
114,7 |
136,1 |
153,08 |
|
La/YbN |
16,1 |
6,4 |
6,8 |
4,2 |
5,7 |
7,7 |
1,1 |
5,05 |
5,1 |
|
Eu/Eu* |
0,058 |
0,044 |
0,037 |
0,027 |
0,025 |
0,030 |
0,014 |
0,032 |
0,031 |
|
TE1,3 |
0,92 |
1,02 |
1,02 |
1,02 |
1,12 |
0,99 |
1,06 |
1,03 |
0,99 |
Примечание. Силикатные анализы на главные компоненты и на элементы методом ICP-MS выполнены в Лаборатории ИМГРЭ (г. Москва). ТЕ1,3 - тетрадный эффект по В. Ирбер [7]. Eu* = (SmN + GdN)/2. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [4]. Породы Абайского массива: 1 - гранодиориты, 2 - граниты, 3 - умеренно-щелочные граниты рибекитовые; 4-9 - лейкограниты.
Химический состав рибекитовых гранитов характеризуется умеренной щелочностью с примерно равными количествами натрия и калия или незначительном преобладании натрия (Na2O = 4,82%, K2O = 4,09% при SiO2 = 72,81%), высокой глиноземистостью (индекс Шенда = 1,13), пониженной известковистостью (Ки = 0,10) и агпаитностью (Ка = 0,73). Как и для гранитов, в умеренно-щелочных рибекитовых гранитах фиксируется повышенное содержание галлия (20,1 г/т), что свойственно анорогенным гранитоидам.
Лейкограниты и лейкогранит-порфиры третьей фазы состоят из кварца (30%), альбит-олигоклаза (№ 8-14) (30-35%), микроклин-пертита (30-35%), биотита (2-3%) и единичных зерен роговой обманки. Основная ткань породы микрогранофировая. Распределение минералов в породе крайне неравномерное и указывает на плохую гомогенизацию расплава. Акцессории представлены пиритом, апатитом, цирконом, сфеном, ильменитом. По нашим данным, их химический состав характеризуется еще более низкой нормальной щелочностью с незначительным преобладанием калия (Na2O = 3,31%, K2O = 4,51% при SiO2 = 75,44%), более высокой глиноземистостью (индекс Шенда = 1,25) при сходной агпаитности (Ка = 0,72) и очень низкой известковистости (Ки = 0,05). По варьирующим содержаниям редких элементов (в г/т) Ga (11,7-19,6), Rb (91-192), Sr (36-154), Y (38-47) Zr (90-362), Nb (12,7-15,5), Ba (180-572), La (7,5-34), Ce (18,8-72), Yb (3,5-4,5), Ta (0,94-1,54) и радиоактивных элементов гранитоиды Абайского массива близки субвулканическим альбитовым порфирам и риолитоидам коргонского вулканического комплекса. В лейкогранитах куполовидного выступа на северо-западном погружении Абайского массива проявлен тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов М-типа по [8], превышающий пороговое значение 1,1 (см. таблицу). Как правило, значимый тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов обусловлен повышенными концентрациями фтора в магматогенных флюидах. Следует отметить, что в этой части в экзоконтакте зафиксировано и наиболее мощное ороговикование и метасоматические изменения вмещающих пород, над полого погружающейся кровлей интрузива. Здесь в лейкогранитах отмечена альбитизация самих гранитоидов и появление в них значительных скоплений малакона, флюорита, единичных зёрен фергусонита, иттриалита, ортита, ксенотима, колумбита, указывающих на аномальные концентрации фтора во флюидах в процессе альбитизации и появлении редкометалльных минералов. Этот участок Абайского массива и его экзоконтактовая периферия перспективны на обнаружение редкоземельно-редкометалльной минерализации по аналогии с аналогичными проявлениями, связанными с анорогенными гранитоидными массивами Алтая (Майорским, Елиновским, Аскатинским).
На диаграммах Y - Nb - Ce и Y - Nb - Ga все породные типы Абайского массива попадают в поле А2 - типа анорогенных гранитоидов, образующихся в постколлизионной обстановке, вызванной функционированием плюмтектоники (рис. 1).
Рис. 1. Диаграммы Y- Nb - Ce и Y- Nb - Ga по Дж. Эби [6] для гранитоидов Абайского массива. Поля гранитоидов по Дж. Эби [6]: А1 - анорогенные гранитоиды А1 - типа мантийных горячих точек; А2 - анорогенные гранитоиды А2 - типа постколлизионных обстановок, связанных с плюмтектоникой. Абайский массив: 1 - гранодиориты, 2 - граниты, 3 - умеренно-щелочные рибекитовые граниты, 4 - лейкограниты
На диаграмме R1 - R2 гранитоиды массива попадают в различные поля.
Гранодиориты ранней фазы и рибекитовые граниты попадают в поле пород посколлизионных поднятий. А граниты и лейкограниты - в поле синколлизионных гранитоидов. Такая неоднозначная геодинамическая обстановка формирования гранитоидов, вероятно, связана с различной степенью контаминации корового материала.
Рис. 2. Диаграмма R1 - R2 для пород Абайского массива (по Батчелор и Боулдер, 1985) [5]. Поля на диаграмме: I - мантийные плагиограниты, II-VII - гранитоиды островодужные (II), постколлизионных поднятий (III), позднеорогенные (IV), анорогенные (V), синколлизионные (VI), посторогенные (VII). Остальные суловные обозначения как на рис. 1
Таким образом, гранитоиды Абайского массива по сумме признаков относятся к анорогенному А-типу гранитов, формировавшемуся в постколлизионной обстановке, инициированной плюмтектоникой. В целом для гранитоидов массива характерны признаки глубинности и ювенильности мат ериала, а для различных породных типов массива характерно разная степень контаминации корового материала. Для отнесения его к субвулканической части коргонского вулканического комплекса нет никаких данных. В районе северо-западного погружения Абайского массива и куполовидного выступа лейкогранитоидов отмечено резкое повышение фтороносности их (повышеные содержания флюорита), альбитизация и появление аномальной вкрапленности многих редкометалльно-редкоземельных минералов (малакона, фергусонита, иттриалита, ортита, ксенотима, колумбита), указывающих на перспективы обнаружения здесь промышленной минерализации. В лейкограитоидах куполовидного выступа выявлен тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов М-типа.
Список литературы
-
Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Алтайская. Лист М-45-XIII. Объяснительная записка (Левицкий Е.С., Баженова С.Н., Борцова А.В., Васютина Л.Г.). - М.: Госгеолтехиздат, 1961. - 87 с.
-
Туркин И.С. Гранитоподобные породы девонских вулканитов Горного Алтая (на примере Абайского массива) // Новые данные по геологии и полезным ископаемым Алтая (тезисы докладов к конференции). - Барнаул, 1982. - С. 56-58.
-
Туркин Ю.А. Федак С.И. Геология и структурно-вещественные комплексы Горного Алтая. - Томск: STT, 2008. - 460 c.
-
Anders E., Greevesse N. // Geochim. Cosmochim. Acta, 1989. - Vol. 53. - P. 197-214.
-
Batchelor R.A., Bowden P. // Chemical Geology, 1985. - Vol. 48. - P. 43-45.
-
Eby G.N. // Geology, 1992. - Vol. 20. - P. 641- 644.
-
Irber W. // Geochim Comochim Acta. 1999. - Vol.63. - №3/4. - P. 489-508.
- Masuda A., Ikeuchi Y. // Geochim J., 1979. - Vol. 13. - P. 19-22.