Типизация гранитоидов по петрогеохимическим признакам, мантийно-коровому взаимодействию, их флюидному режиму имеет большое металлогеническое значение [5].
Гранитоиды усть-беловского магматического комплекса средне-позднедевонского возраста (D2-3) распространены в различных тектонических блоках Горного Алтая: Талицком, Бийско-Катунском, Бельгебашском, а также на границе с Рудным Алтаем. Их металлогеническая роль в разных блоках различна. Это и определяет актуальность их сравнительного изучения. Цель исследования – провести типизацию гранитоидов усть-беловского комплекса в разных тектонических блоках Горного Алтая и осветить их рудоносность.
Материалы и методы исследования
Силикатные анализы горных пород на главные компоненты выполнены в лаборатории Сибирского Исследовательского Центра (г. Новокузнецк), а на микроэлементы – методом эмиссионной спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой ISP-MS на спектрометре «ОРTIMA-4300», для Cu, Zn, Pb, Li, – методом ISP-AES в Лаборатории ИМГРЭ (г. Москва).
Результаты исследования и их обсуждение
В различных тектонических блоках Горного Алтая пространственно и парагенетически с гранитоидами усть-беловского комплекса связаны различные типы оруденения [1-3].
В Бащелакском рудном узле становление жильного золото-сульфидно-кварцевого оруденения связано с гранодиоритами, адамеллитами, аплитовидными гранитами усть-беловского комплекса. Кислые разности пород Верхне-Бащелакского массива относятся к I-типу стандартных гранитов Sr-деплетированных и Y-деплетированных. Их генерация предполагает первичный протолит, содержащий плагиоклаз, то есть верхне-коровый материал. Гранодиориты в Бащелакской МРМС относятся к I- типу гранитов умеренно-контаминированному (рис. 1) с низкой фугитивностью кислорода и повышенными значениями парциального давления СО2 [3]. Такие характеристики параметров флюидного режима благоприятны для генерации жильного золото-сульфидно-кварцевого оруденения.
Диаграмма Log (XMg/XFe) – log (XF/XOH) в биотитах гранитоидов Горного Алтая. Гранитоиды МРМС региона: 1 – Синюхинской, 2 – Чойской, 3 – Лысухинской, 4 – Караминской, 5 – Топольнинской, 6 – Ульменской, 7 – Бащелакской, 8 – Майской, 9 – Синюхинской, 10 – Ашпанакской., 11 – Усть-Беловской, 12 – Рыбалкинской, 13 – Усть-Чуйской, 14 – Чикетаманской
Близкие значения получены и для гранитоидов Кудрихинского массива, относящегося также к усть-беловскому комплексу, с которым связаны проявления золота Верх-Слюдянского участка Усть-Беловского рудного узла (золото-медно-скарновое, жильное золото-сульфидно-кварцевое). Тоналиты и гранодиориты массива кристаллизовались при температурах 700-710 ˚С и давлениях 1,9-2,3 кбар. На удалении от проявлений золота параметры флюидного режима для некоторых компонентов ниже, чем вблизи золоторудных объектов. В гранодиоритах вблизи золоторудных проявлений значительно выше парциальные давления углекислоты, коэффициент восстановленности флюидов, фугитивность воды, что указывает на более обводнённые условия рудогенерирующих гранитоидов и более высокую активность углекислоты в тех местах, где происходило образование золоторудных объектов. Более высокие фугитивности HCl в этих условиях определяются значительно меньшими величинами отношений летучестей плавиковой и соляной кислот. Хлор и его комплексы, как известно, являются основными летучими компонентами, участвующими в переносе золота в гидротермальных растворах.
Гранитоиды Рыбалкинского массива отличаются от ранее описанных значительно меньшими показателями всех параметров флюидного режима, за исключением восстановленности флюидов. Коэффициент восстановленности флюидов тоналитов массива достигает 0,46. Кислые разности пород Рыбалкинского массива относятся к I- типу гранитов Sr-недеплетированных и Y-деплетированных. Подобные характеристики указывают на то, что формирование гранитоидов происходило путём частичного плавления мантийного протолита, в котором присутствовал гранат. По данным [6] становление гранитоидов Рыбалкинского массива происходило в результате смешения базитовых и обводнённых андезитоидных магм с последующей дифференциацией в промежуточных очагах. В породах массива указанные авторы отмечают продукты переплавления вещества нижней и средней коры. В контактах Рыбалкинского массива и вблизи него отсутствуют проявления золота, хотя магнезиальные скарны с волластонитом в контакте с ним описаны (Айское месторождение волластонита).
По составам биотитов гранодиоритов и гранитов Эдиганского массива, также расположенного в Бийско-Катунском блоке, по составу биотитов следует относить к сильно контаминированному и редуцированному I-типу (I-SCR). Это связано с тем, что во вмещающей раме массива находятся углеродистые толщи верхней черносланцевой части горноалтайской серии. Углеродистая часть черносланцевой толщи была контаминирована при становлении пород массива. При этом параметры флюидного режима гранитоидов массива реставрируются в следующем виде (в кбар): логарифм фугитивности кислорода – (-13,3), фугитивность воды – (0,65), парциальное давление воды – (0,56), парциальное давление углекислоты – (0,5), логарифм отношений фугитивностей плавиковой и соляной кислот (-3,7). Весьма низкие отношения фугитивностей плавиковой и соляной кислот указывают на преобладание соляной кислоты во флюидах, благотворно сказывающейся на переносе золота. В целом все породные типы Эдиганского массива характеризуются низкой титанистостью, отсутствием ильменита и обилием акцессорных магнетита и гематита, что позволяет их отнести к сильно окисленной магнетитовой серии гранитоидов по С. Ишихара [10, 11]. Для таких гранитоидов устанавливается определённая металлогеническая специализация, охватывающая комплекс месторождений в сульфидной форме, таких как молибденит, халькопирит, борнит, сфалерит, галенит, аргентит и другие. Минерагения Эдиганского массива указывает на продуктивный железо-оксидный медно-золоторудный класс (IOCG) оруденения, обогащённый редкими землями. Близкий тип оруденения отмечен в пространственной связи с гранитоидами усть-беловского комплекса в пределах Северо-Восточной зоны смятия в западной части Горного Алтая (Кузнецовское железорудное месторождение и другие), а также Чинетинская группа скарновых железорудных объектов [8].
Таким образом, в составе усть-беловского комплекса можно выделить два подтипа: не контаминированный (Рыбалкинский массив) и умеренно-контаминированный (Кудрихинский массив). Эти гранитоиды отличаются содержаниями изотопов стронция и неодима, а также элементами-примесями. В Рыбалкинском массиве значительно меньше концентрации Y, Nb, Zr, но более высокие нормированные к хондриту отношения (La/Yb)N (табл. 1 и 2). В Рыбалкинском массиве породы явно дифференцированы по редким землям. В породах этого массива проявлены оба типа тетрадного эффекта фракционирования (ТЭФ) РЗЭ: W- и M- тип, а в гранитоидах Кудрихинского массива величины ТЭФ не значимы.
Интерпретация результатов и выводы
Приведенные данные показывают, что в разных тектонических блоках гранитоиды усть-беловского отличаются по многим параметрам: степени окисленности и восатновленности, флюидному режиму, степени мантийно-корового взаимодействия. Контрастно различимы 2 подтипа: не контаминированный (рыбалкинский) и умеренно-кнтаминированный (кудрихинский). В силу различного флюидного режима магматического этапа в разной степени проявлен тетрадный эффект фракционирования РЗЭ и связанное оруденение [4]. С не контаминированным подтипом значимого оруденения не проявлено. А с контаминированным подтипом связано золото-медно-скарновое и жильное золото-сульфидно-кварцевое оруденение.
К аналогичным выводам приводят и изотопные исследования. На основании изотопии неодима и стронция гранитоиды усть-беловского комплекса можно подразделить по мантийно-коровому взаимодействию на 2 подтипа: контаминированный и умеренно-контаминироанный. Гранитоиды Талицкого блока (Кудрихинский массив) имеют отрицательные значения эпсилон неодима ε(Nd)t (-0,7) – (-1,2) и более высокие отношения 87Sr/86Sr (0,706) и относятся к контаминированному подтипу, а гранитоиды Рыбалкинского массива, Макарьевского ареала и Эдиганский массив [1, 3] имеют положительные значения эпсилон неодима (+2,1) – (+1,72) и значительно меньшие величины отношений 87Sr/86Sr (0,704) и должны быть отнесены к не контаминированному подтипу.
Таблица 1
Представительные анализы интрузивных пород Рыбалкинского массива (оксиды масс. %, элементы в г/т)
|
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
|
|
SiO2 |
51,3 |
54,1 |
57,2 |
65,5 |
64,9 |
66,8 |
76,1 |
75,7 |
|
TiO2 |
0,93 |
0,78 |
0,9 |
0,51 |
0,49 |
0,45 |
0,1 |
0,15 |
|
Al2O3 |
15,5 |
15,9 |
17,3 |
16,1 |
16,24 |
15,7 |
12,8 |
12,9 |
|
Fe2O3t |
10,2 |
9,33 |
8,42 |
5,45 |
5,15 |
5,1 |
1,2 |
1,3 |
|
MnO |
0,21 |
0,20 |
0,17 |
0,12 |
0,11 |
0,12 |
0,05 |
0,06 |
|
MgO |
8,6 |
6,5 |
3,9 |
2,1 |
1,97 |
1,95 |
0,15 |
0,2 |
|
CaO |
9,0 |
8,9 |
7,1 |
4,7 |
4,6 |
4,4 |
0,76 |
0,8 |
|
Na2O |
2,6 |
2,7 |
3,1 |
3,15 |
3,7 |
3,9 |
2,9 |
2,8 |
|
K2O |
0,9 |
0,89 |
1,45 |
2,05 |
2,04 |
1,95 |
5,5 |
5,4 |
|
P2O5 |
0,18 |
0,16 |
0,17 |
0,13 |
0,15 |
0,14 |
0,04 |
0,05 |
|
Σ |
99,42 |
99,46 |
99,71 |
99,81 |
99,35 |
100,51 |
99,6 |
99,36 |
|
Li |
9 |
10 |
17 |
22 |
25 |
27 |
4 |
15 |
|
Cs |
1,1 |
1,2 |
2,1 |
2,6 |
2,8 |
3,0 |
3,6 |
4,8 |
|
Be |
0,7 |
0,8 |
0,8 |
2,1 |
2,1 |
2,5 |
0,8 |
2,1 |
|
Rb |
18 |
17 |
19 |
67 |
55 |
70 |
125 |
130 |
|
Sr |
290 |
330 |
315 |
440 |
430 |
436 |
90 |
94 |
|
Y |
22,6 |
23,4 |
26,8 |
14,8 |
15,1 |
15,7 |
10,5 |
11,2 |
|
Zr |
45 |
49 |
62 |
115 |
98 |
102 |
65 |
70 |
|
Nb |
5,6 |
3,3 |
7,4 |
8,3 |
8,7 |
8,3 |
6,4 |
6,2 |
|
Ba |
367 |
355 |
515 |
941 |
705 |
703 |
180 |
175 |
|
La |
23,3 |
20,5 |
22,1 |
29,1 |
21,1 |
22,1 |
23,1 |
23,0 |
|
Ce |
31,2 |
29,3 |
31,1 |
32,3 |
38,4 |
39,2 |
20,4 |
20,5 |
|
Pr |
5,1 |
4,2 |
4,4 |
4,0 |
4,1 |
4,6 |
4,7 |
4,8 |
|
Nd |
13,4 |
10,7 |
13,6 |
13,1 |
18,3 |
19,0 |
6,2 |
6,6 |
|
Sm |
4,1 |
4,3 |
4,4 |
3,5 |
3,2 |
3,7 |
1,0 |
1,2 |
|
Eu |
1,3 |
0,97 |
1,1 |
0,95 |
0,94 |
0,86 |
0,3 |
0,28 |
|
Gd |
2,5 |
2,3 |
2,4 |
2,3 |
2,4 |
2,3 |
2,2 |
2,1 |
|
Tb |
0,7 |
0,66 |
0,75 |
0,49 |
0,41 |
0,45 |
0,16 |
0,2 |
|
Dy |
3,6 |
3,7 |
2,95 |
2,6 |
2,5 |
2,4 |
1,9 |
2,0 |
|
Ho |
1,0 |
0,92 |
0,97 |
0,94 |
0,9 |
0,87 |
0,7 |
0,8 |
|
Er |
2,6 |
2,3 |
2,4 |
2,1 |
2,2 |
2,3 |
1,9 |
2,0 |
|
Tm |
0,5 |
0,42 |
0,62 |
0,38 |
0,3 |
0,32 |
0,14 |
0,15 |
|
Yb |
1,9 |
1,41 |
2,55 |
1,4 |
1,6 |
1,5 |
0,9 |
1,1 |
|
Lu |
0,4 |
0,32 |
0,5 |
0,3 |
0,25 |
0,24 |
0,16 |
0,18 |
|
Hf |
3,0 |
3,1 |
2,3 |
3,2 |
3,3 |
3,4 |
2,6 |
2,7 |
|
Ta |
0,5 |
0,48 |
0,43 |
0,49 |
0,63 |
0,7 |
0,9 |
1,2 |
|
Th |
2,2 |
3,8 |
3,5 |
4,8 |
5,4 |
6,2 |
6,8 |
7,7 |
|
U |
0,5 |
1,2 |
1,05 |
0,7 |
0,8 |
0,9 |
1,4 |
1,6 |
|
(La/Yb)N |
8,1 |
9,6 |
5,72 |
13,73 |
8,7 |
9,73 |
16,9 |
13,8 |
|
Eu/Eu* |
1,17 |
0,86 |
0,95 |
0,97 |
0,88 |
0,85 |
0,61 |
0,54 |
|
TE1,3 |
1,05 |
1,11 |
1,01 |
0,83 |
0,85 |
0,87 |
0,82 |
0,84 |
Примечание. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [7]. Eu*= (SmN+GdN)/2. ТЕ – тетрадный эффект фракционирования РЗЭ по Irber [9].ТЕ1,3 – тетрадный эффект фракционирования РЗЭ, как среднее между первой и третьей тетрадами. Породы Рыбалкинского массива: 1 – габбро, 2-3 – диориты, 4-5 – тоналиты, 6 – гранит, 7 – лейкогранит.
Таблица 2
Представительные анализы пород Кудрихинского массива (оксиды масс. %, элементы, г/т)
|
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
|
|
Si02 |
50,9 |
54,17 |
55,66 |
60,40 |
61,81 |
65,48 |
65,65 |
69,46 |
|
ТiO2 |
1,2 |
0,99 |
0,95 |
0,72 |
0,59 |
0,56 |
0,62 |
0,54 |
|
Аl203 |
16,4 |
16,55 |
16,37 |
16,14 |
15,38 |
14,77 |
14,97 |
14,66 |
|
Fe2O3t |
10,5 |
9,61 |
9,38 |
7,20 |
6,35 |
4,74 |
5,54 |
4,40 |
|
MnO |
0,2 |
0,17 |
0,19 |
0,14 |
0,11 |
0,10 |
0,11 |
0,09 |
|
MgO |
6,7 |
5,18 |
4,32 |
2,63 |
2,36 |
1,83 |
2,13 |
1,44 |
|
CaO |
8,5 |
8,03 |
5,86 |
4,95 |
4,92 |
3,96 |
4,75 |
3,36 |
|
Na20 |
2,4 |
2,3 |
3,04 |
2,42 |
2,35 |
2,70 |
2,45 |
3,11 |
|
К20 |
1,2 |
1,7 |
1,94 |
2,46 |
2,77 |
3,62 |
2,87 |
2,56 |
|
Р205 |
0,2 |
0,19 |
0,26 |
0,14 |
0,12 |
0,12 |
0,13 |
0,13 |
|
Be |
1,4 |
1,57 |
1,88 |
1,29 |
1,65 |
1,8 |
1,09 |
1,44 |
|
Sc |
43 |
34 |
30,0 |
27,0 |
19,5 |
14,1 |
13,9 |
11,4 |
|
V |
241 |
225 |
222,0 |
161,0 |
123,0 |
83,0 |
99,0 |
75,0 |
|
Cr |
55 |
52 |
25,0 |
23,0 |
66,0 |
78,0 |
41,0 |
22,0 |
|
Co |
35 |
33 |
27,0 |
18,5 |
14,8 |
8,1 |
12,7 |
10,0 |
|
Ni |
30 |
25 |
15,8 |
5,8 |
10,5 |
43,0 |
6,9 |
4,0 |
|
Ga |
17,1 |
17,4 |
17,6 |
17,3 |
16,3 |
13,8 |
15,1 |
16,2 |
|
Rb |
45 |
48 |
67,0 |
70,0 |
83,0 |
88,0 |
79,0 |
92,0 |
|
Sr |
275 |
287 |
295,0 |
318,0 |
240,0 |
201,0 |
252,0 |
159,0 |
|
Y |
24 |
25 |
35,0 |
26,0 |
22,0 |
19,4 |
27,1 |
28,2 |
|
Zr |
128 |
138 |
127 |
130 |
151 |
182 |
194 |
178 |
|
Nb |
8,5 |
7,1 |
14,0 |
9,4 |
9,2 |
10,4 |
9,8 |
8,9 |
|
Cs |
1,6 |
1,88 |
2,4 |
4,4 |
1,91 |
2,9 |
2,6 |
4,2 |
|
Ba |
320 |
327 |
362 |
418 |
415 |
471 |
361 |
332 |
|
La |
18,7 |
19,3 |
24,0 |
19,3 |
19,9 |
22,0 |
23,0 |
19,8 |
|
Ce |
37,1 |
41 |
64,1 |
41,2 |
43,1 |
46,2 |
48,3 |
42,2 |
|
Pr |
5,0 |
5,2 |
7,9 |
4,9 |
4,9 |
5,1 |
6,1 |
4,5 |
|
Nd |
19,5 |
22 |
34,2 |
20,7 |
20,3 |
20,4 |
20,5 |
18,3 |
|
Sm |
4,1 |
4,3 |
7,3 |
4,2 |
3,9 |
3,4 |
4,3 |
4,1 |
|
Eu |
1,5 |
1,4 |
1,58 |
1,12 |
0,96 |
0,84 |
0,96 |
1,04 |
|
Gd |
4,9 |
4,8 |
6,4 |
4,5 |
3,7 |
3,4 |
3,9 |
4,4 |
|
Tb |
1,0 |
0,8 |
1,02 |
0,74 |
0,66 |
0,57 |
0,72 |
0,69 |
|
Dy |
4,9 |
4,6 |
6,2 |
4,4 |
4,2 |
3,3 |
4,2 |
4,6 |
|
Ho |
1,1 |
0,97 |
1,22 |
0,94 |
0,83 |
0,74 |
0,87 |
0,98 |
|
Er |
2,9 |
2,7 |
3,7 |
2,8 |
2,3 |
2,1 |
2,6 |
3,0 |
|
Tm |
0,5 |
0,41 |
0,57 |
0,43 |
0,37 |
0,33 |
0,42 |
0,49 |
|
Yb |
2,9 |
2,6 |
3,9 |
2,8 |
2,5 |
2,2 |
2,7 |
3,1 |
|
Lu |
0,5 |
0,4 |
0,59 |
0,41 |
0,36 |
0,32 |
0,34 |
0,47 |
|
Hf |
3,0 |
3,8 |
3,7 |
3,7 |
4,2 |
5,0 |
5,1 |
5,3 |
|
Ta |
0,45 |
0,49 |
0,91 |
0,63 |
0,71 |
0,83 |
0,72 |
0,96 |
|
W |
0,3 |
0,49 |
0,6 |
0,91 |
0,72 |
0,82 |
0,81 |
0,2 |
|
Th |
4,1 |
5,4 |
8,1 |
6,4 |
8,1 |
10,8 |
10,6 |
10,1 |
|
U |
0,9 |
1,14 |
1,82 |
1,79 |
1,88 |
2,3 |
3,1 |
2,8 |
|
(La/Yb)N |
4,26 |
4,9 |
4,1 |
4,55 |
5,26 |
6,6 |
5,63 |
4,2 |
|
Eu/Eu* |
1,03 |
0,95 |
0,7 |
0,79 |
0,77 |
0,75 |
0,71 |
0,75 |
|
TE1,3 |
1,02 |
0,98 |
1,05 |
0,98 |
1,03 |
0,99 |
1,07 |
0,98 |
Примечание. Породы Кудрихинского массива: 1 – габбро, 2-3 – диориты, 4-5 – кварцевые диориты , 6-7 – гранодиориты, 8 – меланогранит.