ПОСТКИНЕМАТИЧЕСКИЕ ГРАНИТОИДЫ КАЛБА-НАРЫМСКОЙ ЗОНЫ КАЗАХСТАНА И АЛТАЯ: ПЕТРОЛОГИЯ И ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ

1

• Авторы
• Резюме
• Файлы

Гусев А.И. Гусев Н.И. Белозерцев Н.В. Приведены петрологические данные и флюидный режим посткинематических гранитоидов поздепермско-раннетриасового калбинского комплекса Калба-Нарымской минерагенической зоны Казахстана и Алтая. Гранитоиды по петро-геохимическим параметрам близки анорогенному А-типу. В генерации интрузий и дайковых образований выявлено мантийно-коровое взаимодействие. Расплавы формировались в процессе плавления корового материала типа гранатового амфиболита под воздействием базальтоидных мантийных магм. По соотношениям изотопов стронция и неодима граниты Борисовского массива тяготеют к источнику мантии типа EM II. В долго живущий глубинный очаг происходил подток мантийных трaнcмагматических флюидов, имевших более восстановленный хаpaктер и обогащённых рядом летучих компонентов: углекислотой, фтором, бором, фосфором. Оптимальные параметры флюидного режима создавали благоприятные условия для формирования промышленного оруденения тантала, ниобия, лития, олова, молибдена, вольфрама в пегматитах, апогранитах, грейзенах и жилах. Статья в формате PDF 318 KB

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 охаpaктеризованы [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*= (Sm_N + Gd_N)/2.

Отношение нормированных отношений лантана к иттербию (La/Yb)_N свидетельствует о значительном дифференцированном хаpaктере 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 ‒ фpaкционированием 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 хаpaктерно 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 хаpaктерны 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); Al_IV и Al_VI - алюминий в тетраэдрической и октаэдрической координации в составе биотитов; F_Bt и OH_Bt - 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 трaнcмагматических 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. Tрaнcмагматические 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 хаpaктера 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 4 фазы
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; К_вост - коэффициент восстановленности флюидов; M_HF - 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 трaнcмагматических флюидов, поступавших в глубинный очаг, создававших такое разнообразие дериватов.

Таким образом, рудогенерирующие посткинематические редкометалльные гранитоиды калбинского комплекса обнаруживают близость по своим петро-геохимическим хаpaктеристикам 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 трaнcмагматических флюидов, обогащённых летучими компонентами, создававших благоприятные условия для экстрагирования из глубинных расплавов редких металлов и их переносу и отложению в рудолокализующих структурах.

Cписок литературы

1. Аксюк А.М. Петрология. - 2000. - Т.10, №6. - С. 630-644.
2. Гусев А.И. Металлогения золота Горного Алтая и южной части Горной Шории. - Томск: Изд-во STT, 2003. - 308 с.
3. Гусев А.И, Гусев Н.И. Международный журнал экспериментального образования. - 2010. - № 9. - С. 75-80.
4. Коробейников А.Ф., Гусев А.И., Русанов Г.Г. Известия Томского политехнического университета. - 2010. - Т. 316, № 1. - С. 31-38.
5. Anders E., Greevesse N. Geochim. Cosmochim. Acta. - 1989. - Vol. 53. - P. 197-214.
6. Jacobs D.C., Parry W.T. Econ. Geol. - 1979. - Vol. 74, №4. - P. 860-887.
7. Munoz J.L., Ludington S.D. Amer // J. Sci. - 1974. - Vol. 247, № 4. - P. 396-413.
8. Wones R.D., Eugster H.P. Amer. Mineral. - 1965. - Vol. 50, № 9. - P. 1228-1272.
9. Zindler A., Hart. // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. - 1986. - Vol. 14. - P.4 93-571.

---