Кумирское рудное поле расположено в пределах Холзунско-Чуйского тектонического блока и приурочено к наложенной Коргонской вулкано-плутонической структуре (ВТС). В Коргонской ВТС вулканический разрез имеет трёхчленное строение. Нижним юнитом этого разреза является кумирская серия, включающая ергольскую и кумирскую свиты. Кумирская свита сложена эффузивными и вулканокластическими породами, которые, большей частью, тяготеют к низам разреза. Cубвулническими аналогами этих эффузивов являются Кумирский шток гранитоидов и дайки долеритов, обнаруженные нами в последние годы [1, 2]. С субвулканическими образованиями парагенетически связывается формирование уникального комплексного скандий-уран-редкоземельного месторождения с редкими металлами [2].
Интрузивные породы в рудном поле представлены субвулканическим штоком гранит-порфиров и аляскит – порфиров, сформировавшихся в две последовательные фазы. Шток имеет площадь около 3 км2 и вытянут в северо-восточном направлении, круто погружаясь – в западном. Породы экзоконтакта подверглись ороговикованию, скарнированию, грейзенизации, альбитизации и биотитизации. В эндоконтакте штока проявлена интенсивная альбитизация и фельдшпатизация. Позднее сформировались пропиллиты.
Гранит-порфиры ранней фазы обнажены только в северной части штока в виде небольшого тела в приконтактовой части штока размерами 50×200 м. Это светло-серые породы с едва заметным розоватым оттенком, массивные с редкими шлировыми скоплениями эгирина и рибекита размерами до 3 см в поперечнике. В их составе преобладает призматический полевой шпат (50–50 %), в значительном количестве (до 30–35 %) отмечается кварц. Характерным темноцветным минералом является амфибол, равномерно распределённый в породе с редкими гломеропорфировыми скоплениями. Его содержания варьируют от 3 до 5 %. Амфибол представлен средними (до 0,5 см) удлинённо-призматическими кристаллами почти чёрного цвета с буровато-синим оттенком. По оптическим показателям относится к рибекиту с отчётливым плеохроизмом от жёлтого до тёмно-синего и фиолетового. Эгирин встречается почти с такой же частотой, как и рибекит. Он образует зёрна неправильной формы чаще всего приуроченные к интерстициям кристаллов щелочного полевого шпата и кварца. Плеохроизм в оттенках зелёного и жёлто-зелёного оттенков. Спорадически отмечается астрофиллит. Характерна гипидиоморфнозернистая структура, местами переходящая в аллотриоморфнозернистую. Акцессорные минералы представлены магнетитом, апатитом, редко – пиритом. В целом гранит-порфиры следует отнести к анорогенному А-типу гранитоидов, содержащим щелочные амфиболы.
На TAS диаграмме cоставы гранит-порфиров Кумирского штока попадают в поле трахириодацитов (рис. 1). По химизму гранит-порфиры относятся к умеренно-щелочным породам с преобладанием калия над натрием. Для них характерны высокие концентрации бария (до 970 г/т), стронция (до 340 г/т), сравнительно невысокие нормированные отношения лантана к иттербию (табл. 1), что свидетельствует о слабой фракционированной модели редких земель. Отношения лёгких к средним РЗЭ и урана к торию также невысокие (табл. 1).
Таблица 1
Cодержания оксидов (в масс. %), и микроэлементов (в г/т) в субвулканических образованиях Кумирского штока и дайках
Породы |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
SiO2 |
72,89 |
73,05 |
74,11 |
74,6 |
75,01 |
75,26 |
47,1 |
46,8 |
TiO2 |
0,07 |
0,06 |
0,03 |
0,03 |
0,02 |
0,02 |
1,44 |
1,45 |
Al2O3 |
12,48 |
12,57 |
14,46 |
14,5 |
14,41 |
14,37 |
15,8 |
15,7 |
Fe2O3 |
0,53 |
0,32 |
0,48 |
0,52 |
0,49 |
0,46 |
2,82 |
2,85 |
FeO |
0,46 |
0,28 |
0,41 |
0,46 |
0,45 |
0,41 |
7,23 |
7,14 |
MnO |
0,05 |
0,03 |
0,03 |
0,05 |
0,04 |
0,03 |
0,19 |
0,18 |
MgO |
0,15 |
0,13 |
0,10 |
0,10 |
0,11 |
0,10 |
9,05 |
9,12 |
CaO |
0,75 |
0,62 |
0,74 |
0,40 |
0,07 |
0,08 |
9,91 |
9,85 |
Na2O |
3,05 |
2,99 |
4,23 |
4,4 |
4,47 |
4,51 |
2,2 |
2,1 |
K2O |
5,94 |
5,9 |
4,37 |
4,07 |
4,10 |
4,15 |
0,73 |
0,77 |
P2O5 |
0,04 |
0,03 |
0,03 |
0,03 |
0,06 |
0,06 |
0,25 |
0,24 |
П.п.п. |
2,1 |
2,08 |
1,04 |
0,84 |
0,61 |
0,48 |
2,96 |
2,94 |
Сумма |
98,47 |
98,06 |
100,03 |
100,00 |
99,76 |
99,98 |
99,67 |
99,9 |
V |
8,6 |
8,5 |
8,0 |
7,3 |
4,5 |
4,3 |
220 |
218 |
Cr |
21,1 |
21,2 |
16,5 |
18 |
16 |
15 |
287 |
272 |
Ba |
876 |
970 |
255 |
90 |
78 |
123 |
90,4 |
91,7 |
Ni |
5,6 |
5,7 |
4,8 |
2,1 |
2,1 |
2,0 |
155 |
146 |
Co |
6,0 |
5,8 |
2,8 |
1,1 |
1,0 |
0,9 |
60,1 |
58,8 |
Cu |
4,5 |
4,2 |
4,0 |
3,5 |
2,5 |
2,3 |
60 |
53 |
Zn |
6,4 |
5,0 |
8,0 |
60,0 |
63 |
50 |
110 |
105 |
Pb |
12,3 |
12,0 |
11,9 |
11,3 |
10,2 |
9,8 |
4,1 |
3,11 |
Sn |
9,4 |
9,5 |
10,3 |
9,6 |
11,5 |
12,1 |
< 2 |
< 2 |
Sc |
3,1 |
3,0 |
7,7 |
7,2 |
7,13 |
7,5 |
44 |
38 |
Sr |
351 |
340 |
50 |
11,0 |
11,1 |
45 |
235 |
238 |
Zr |
37,8 |
35,1 |
31,3 |
31,1 |
30,4 |
30,1 |
104 |
109 |
Nb |
33,1 |
32,4 |
30,7 |
31,2 |
30,9 |
29,8 |
3,93 |
4,09 |
Y |
30,5 |
30,3 |
30,2 |
30,1 |
29,9 |
30,0 |
26,5 |
27 |
Yb |
3,3 |
2,7 |
2,0 |
3,5 |
1,10 |
2,6 |
2,11 |
2,15 |
U |
3,7 |
3,5 |
8,4 |
8,2 |
5,18 |
3,7 |
0,60 |
0,56 |
Th |
14,9 |
14,6 |
10,5 |
10,4 |
9,96 |
13,8 |
1,02 |
0,96 |
Li |
2,3 |
2,0 |
4,0 |
48 |
71,6 |
72,3 |
43,3 |
42,4 |
W |
2,2 |
2,1 |
1,8 |
2,02 |
1,98 |
2,0 |
0,5 |
< 0,5 |
Mo |
0,66 |
0,62 |
0,55 |
0,6 |
0,51 |
0,65 |
0,6 |
< 0,6 |
Rb |
184 |
179 |
211 |
378 |
398 |
401 |
55,1 |
54,7 |
Cs |
33,5 |
33,0 |
28,6 |
32,6 |
21,3 |
34 |
2,8 |
2,76 |
La |
11,6 |
11,5 |
12,8 |
12,3 |
12,0 |
11,6 |
11,9 |
9,76 |
Ce |
27,7 |
28,7 |
30,7 |
21,1 |
20,9 |
28,8 |
23,1 |
22,7 |
Pr |
6,9 |
6,8 |
6,3 |
6,2 |
5,5 |
6,7 |
3,47 |
3,44 |
Nd |
13,7 |
13,8 |
14,7 |
14,8 |
14,1 |
13,9 |
15,4 |
15,3 |
Sm |
6,2 |
6,3 |
6,9 |
6,8 |
6,7 |
6,2 |
4,1 |
4,2 |
Eu |
0,2 |
0,03 |
0,4 |
0,3 |
0,27 |
0,02 |
1,25 |
1,26 |
Gd |
5,3 |
5,5 |
8,2 |
8,3 |
8,1 |
5,6 |
5,85 |
4,86 |
Tb |
2,3 |
2,2 |
1,8 |
1,9 |
2,0 |
2,3 |
0,77 |
0,78 |
Dy |
2,6 |
2,7 |
5,2 |
5,3 |
5,1 |
2,8 |
4,55 |
4,58 |
Ho |
0,5 |
0,7 |
1,8 |
1,9 |
2,0 |
0,5 |
0,94 |
0,95 |
Er |
1,9 |
1,8 |
3,0 |
3,3 |
3,2 |
1,7 |
2,85 |
2,87 |
Tm |
0,6 |
0,5 |
0,6 |
0,7 |
0,8 |
0,4 |
0,37 |
0,38 |
Lu |
0,09 |
0,10 |
0,11 |
0,11 |
0,13 |
0,09 |
0,37 |
0,36 |
Hf |
2,9 |
2,8 |
3,1 |
3,2 |
3,3 |
2,7 |
2,59 |
2,57 |
Ta |
1,6 |
1,4 |
3,0 |
4,8 |
4,5 |
1,3 |
0,28 |
0,27 |
La/YbN |
2,32 |
2,82 |
4,22 |
2,32 |
7,48 |
2,94 |
3,74 |
2,99 |
La/SmN |
1,15 |
1,12 |
1,13 |
1,1 |
1,09 |
1,14 |
1,78 |
1,42 |
Eu/Eu* |
0,076 |
0,0012 |
0,0119 |
0,009 |
0,0082 |
0,0008 |
0,057 |
0,062 |
U/Th |
0,25 |
0,24 |
0,80 |
0,79 |
0,52 |
0,27 |
0,57 |
0,58 |
Примечание. Силикатные анализы для главных компонентов, а также микроэлементов методами ICP-MS и ICP-AES выполнены в Лабораториях Института геологии и минералогии СОРАН (г. Новосибирск) и ВСГЕИ (г. Санкт-Петербург); N – элементы нормированы по [3]. Eu* = (SmN + GdN)/2. Породы Кумирского штока: 1 и 2 – гранит-порфиры, 3 – аляскит- порфиры; дайки: 7 и 8 – долериты.
Рис. 1. Положение фигуративных точек химического состава пород Кумирского штока на TAS (Na2O+K2O – SiO2) – диаграмме эффузивных аналогов горных пород:1 – гранит-порфиры; 2 – аляскит-порфиры; 3 – дайки долеритов
Щелочной аляскит-порфир второй фазы имеет светлую окраску с розоватым оттенком, характеризуется массивной текстурой и сложной структурой: порфировой, а в цементирующей массе породы – аплитовой. Аляскит-порфиры занимают основную часть штока. Лейкократовые минералы, составляющие 97 % ее объема, представлены кали-натровыми полевыми шпатами (альбит, ортоклаз-микропертит, анортоклаз) – 65 %, кварцем – 32 %, образующими редкие идиоморфные порфировые вкрапленники, но преимущественно выполняющими цементирующую аплитовидную массу породы. Характерной особенностью аляскит-порфиров является частая встречаемость нодулей турмалина размерами от 0,5 до 1,5 см в поперечнике, а также гломеровидных скоплений фтор-биотита размерами до 0,5 см. Анализы эгирина и рибекита показали высокие концентрации фтора в указанных минералах – от 0,1 до 1,5 %), что не характерно для пироксенов и амфиболов.
Дифрактометрия полевых шпатов аляскит-порфиров позволяет относить их к варьирующему ряду от Ab45Or55 до Ab61Or39. При этом в микропертитовых кристаллах отмечается несколько более высокая доля альбитовой фазы. Меланократовые минералы, составляющие порядка 1–3 % ее объема, представлены идиоморфными зернами эгирина, рибекита и редко биотита, размеры которых почти на порядок превышают размеры зерен цементирующей массы породы. Вторичные минералы представлены серицитом (2 %), развитым за счет фенокристаллов щелочных полевых шпатов и образующим неравномерно рассеянные скопления в кварц-полевошпатовой массе породы. Рудные минералы представлены лейкоксенизированным магнетитом; акцессорные – апатитом, лейкоксеном.
Дайки долеритов обнаружены нами впервые в пределах Восточной зоны по ручью Осиновому. Они субсогласны с простиранием зоны. Мощность даек от 0,5 до 1,5 м. Дайки локализуются внутри рудной зоны и они пересекаются кварцевыми прожилками с тортвейтитом. Дайки секут ранние фельдшпатитовые метасоматиты, но на них накладываются более поздние метасоматиты пропилитового типа. Это массивные горные породы с долеритовой и долерит-офитовой структурами. Минеральный состав ( %): плагиоклаз – 55, пироксен – 35, роговая обманка – 8, биотит – единичные чешуйки, акцессории включают пирит, пирротин, титаномагнетит. В случае долерит-офитовой структуры каркас породы образуют крупные идиоморфные призматические кристаллы размерами 3–4 мм (лабрадор № 51–52) и основная ткань, сложенная пироксеном и плагиоклазом второй генерации размерами 0,5–1 мм (андезин № 35–37). Обе генерации плагиоклаза характеризуются хорошо проявленной полисинтетической микроструктурой двойникования.
Пироксен образует неправильные зёрна, близкие к таблитчатой форме размерами 1,5–2 мм. Диагностируется высококальциевым салитом и салит-авгитом (Wo36-45, En36-48, Fs1,4-1,9). Местами замещается зеленоватой роговой обманкой уралитового типа в виде неправильных каёмок по периферии и пятен по площади пироксена. Биотит образует редкие чешуйки и листочки размерами 0,5–1 мм, отчётливо плеохроирующие от светло-жёлтого по Ng1 до коричневого по Np1. В породе обильны акцессорные минералы, по объёму варьирующие от 1 до 2 %. Преобладают среди них правильные кристаллы пирита. В пробах-протолочках пирит наблюдается в виде правильных октаэдрических, пентагон-додекаэдрических кристаллов и комбинированных форм (пентагон-додекаэдра и октаэдра). Последовательность кристаллизации главных минералов: пироксен – плагиоклаз I – биотит-плагиоклаз II генерации.
Следует отметить, что фрагменты аналогичных даек обнаружены нами и в отвале штольни, пройденной по Западной зоне. Здесь обнаружена дайка пироксен-порфирового габбро-делерита мощностью от 20 до 50 см. Структура габбро-долерита четко долеритовая, местами габбро-долеритовая. Плагиоклаз Pl 50-55– (60 %) представлен двумя типами – сильно соссюритизированными крупными изометричными таблитчатыми выделениями ранней генерации и относительно свежими удлинёнными второй генерации – призматическими зернами (по ним номер плагиоклаза 50–55). Пироксен в первичной породе составлял 30 %. Сейчас это крупные бесформенные или изометричные выделения слегка буроватые в проходящем свете (авгит: 2V = 50° r > v, Ng–Np = 0,028–0,030). Иногда полностью замещен бледно сине-зеленой роговой обманкой переходной к актинолиту; её сейчас 20–25 %. Первичная порода была пироксен-порфировый габбро-долерит, возможно габбро-долерит. Рудный в изометричных зернах – магнетит (2–3 %). Порода пропилитизирована, вторичные минералы: эпидот (5–10 %), хлорит (5–6 %), мусковитоподобный серицит (3–5 %), пумпеллиит (1–2 %).
На TAS (Na2O + K2O – SiO2) – диаграмме эффузивных аналогов фигуративные точки химических составов пород расположены в области фигуративного поля горных пород семейства трахириолитов. По совокупности петрологических параметров порода лейкократовая, крайне высокоглиноземистая (Al′ = 13,71), принадлежит к кислым плутоническим породам щелочного ряда кали-натровой серии, относится к семейству щелочных лейкогранитов, соответствует виду щелочной аляскит, разновидности – щелочной аляскит-порфир эгирин-рибекитовый. В отличие от гранит-порфиров аляскит-порфиры характеризуются значительно меньшими концентрациями бария (от 78 до 255 г/т), стронция (от 11 до 50 г/т), ванадия, никеля, кобальта, хрома и более высокими – скандия, цинка, лития, рубидия, тантала (табл. 1). Степень фракционирования РЗЭ в них значительно выше (нормированные отношения лантана к иттербию варьируют от 2,32 до 7,48), чем в гранит-порфирах. Дайки долеритов на диаграмме локализуются в поле базальта известково-щелочной серии (см. рис. 1).
На диаграмме распределения РЗЭ, нормированных относительно хондрита, наблюдается отчётливая негативная аномалия по европию и в гранит-порфирах, и в аляскит-порфирах (рис. 2). В последних отмечается несколько повышенные концентрации и лёгких и тяжёлых РЗЭ. В отличие от гранитоидов, в дайках долеритов не проявлена аномалия по европию (рис. 2).
Рис. 2. Диаграмма содержаний РЗЭ в породах Кумирского штока:1 – гранит-порфиры; 2 – аляскит-порфиры; 3 – дайки долеритов
Гранит-порфиры и аляскит-порфиры характеризуются крайне неравномерным распределением многих элементов и в особенности редкоземельных. Об этом свидетельствуют варьирующие показатели тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ, рассчитанные по В. Ирберу [5] (табл. 2). Оценка величины тетрадного эффекта свидетельствует о варьировании его от незначимых значений (менее 1,1) до заметных величин (от 1,16 до 1,6).
Таблица 2
Отношения элементов и значения тетрадного эффекта в субвулканических породах Кумирского штока
Отношения элементов и значения тетрадного эффекта |
Гранит-порфир (458-10) |
Гранит-порфир (458-13) |
Аляскит-порфир (458-15) |
Аляскит-порфир (2486) |
Аляскит-порфир (3456) |
Аляскит-порфир (3457) |
Дайка долерита (211) |
Отношения элементов в хондрите |
YHo |
61,0 |
43,3 |
16,8 |
15,8 |
14,9 |
60,0 |
28,42 |
29,0 |
EuEu* |
0,076 |
0,0012 |
0,0119 |
0,009 |
0,0082 |
0,0008 |
0,062 |
0,27 |
LaLu |
128,8 |
115,0 |
116,4 |
111,8 |
92,3 |
128,8 |
27,1 |
9,55 |
ZrHf |
13,03 |
12,5 |
10,1 |
9,7 |
9,2 |
11,1 |
42,4 |
36,0 |
SrEu |
1755 |
11333 |
125 |
36,7 |
41,1 |
2250 |
188,9 |
83,4 |
TE1,3 |
1,59 |
1,46 |
1,16 |
1,03 |
1,01 |
1,60 |
0,99 |
- |
Примечание. ТЕ1.3 – тетрадный эффект по В. Ирбер [5]. Eu* = (SmN + GdN)/2.
На диаграмме La/Nb – Ce/Y более ранние гранитоиды штока тяготеют к тренду плавления мантийного субстрата, а более поздние дайки долеритов – к тренду смешения с корой (рис. 3). На диаграмме (La/YbN) – YbN породные типы тяготеют к мантийному источнику плавления кварцевого эклогита (рис. 4).
При этом значения тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ коррелируруются с величинами отношений Y|Ho, La|Lu, Zr|Hf, Sr|Eu. Указанные отношения резко отличаются по своим значениям от таковых в хондритах (табл. 2).
Рис. 3. Диграмма La/Nb – Ce/Y по [4] для субвулканических пород Кумирского месторождения. Породы Кумирского месторождения: 1 – гранит-порфиры; 2 – аляскит-порфиры; 3 – дайки долеритов
Рис. 4. Диаграмма (La/YbN) – YbN по [4] для cубвулканических пород Кумирского месторождения. Тренды плавления различных источников по [5]:I – кварцевые эклогиты; II – гранатовые амфиболиты; III – амфиболиты; IV – гранат-содержащая мантия, с содержанием граната 10 %; V – гранат-содержащая мантия, с содержанием граната 5 %; VI – гранат-содержащая мантия, с содержанием граната 3 %; ВМ – верхняя мантия; ВК – верхняя кора. Остальные условные обозначения см. на рис. 3
Обсуждение полученных результатов и выводы
Приведенные новые данные по субвулканическому магматизму Кумирского месторождения позволяют сделать вывод о становлении магматизма в антидромной последовательности (от кислых пород к основным). При этом ранние гранитоиды Кумирского штока отнесены к А-типу анорогенных гранитодов, которые генерировались при частичном плавлении мантийного субстрата, а становление поздних даек долеритов происходило в процессе смешения базальтоидной магмы с коровым материалом. Основным мантийным источником плавления для родоначального базальтового глубинного резервуара были мантийные кварцевые эклогиты.
Библиографическая ссылка
Гусев А.И., Гусев Н.И. ПЕТРОЛОГИЯ И ГЕОХИМИЯ СУБВУЛКАНИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ УНИКАЛЬНОГО КУМИРСКОГО Sc-U-TR МЕСТОРОЖДЕНИЯ ГОРНОГО АЛТАЯ // Успехи современного естествознания. – 2012. – № 11-2. – С. 43-48;URL: https://natural-sciences.ru/ru/article/view?id=31165 (дата обращения: 17.08.2024).