Scientific journal
International Journal of Applied and fundamental research
ISSN 1996-3955
ИФ РИНЦ = 0,593

GEOCHEMISTRY AND PETROLOGY OF HIGH-MG DIORITES OF MOUNTAIN ALTAI

Gusev A.I. 1
1 The Shukshin Altai State Academy of Education
Data about chemical composition of rocks and minerals of dikes high-Mg diorite porphyrites in content ust-belovskii complex Late Devonian. Two generation of clinopyroxene and plagioclase as minimum presence in rocks and xenocrysts of olivine so. Clinopyroxene possess of normal and reverse zonation. Assimilation by acidic melt of dinites and harzburgites confirm presence of xenolites of there rocks and displaying in crystals with reverce zonation, where increasing Mg# accompany by sharp increasing Cr and Ni in midsections zones. Tetradic effect fractionation of REE M-type stock in it zones of crystals.
high-Mg diorite
dikes
olivine
clinopyroxene
rare earth elements
incompatible elements
tetradic effect fractionation of REE M-type

Исследование состава породообразующих минералов изверженных пород весьма важно, так как в них сохраняется своеобразный «геном», позволяющий реставрировать генезис горных пород. Впервые описываемые для Алтайского региона высоко-Mg породы отличаются (помимо высоких концентраций магния) от всех остальных диоритоидов появлением высокомагнезиальных минералов – оливина и ортопироксена. Другой отличительной особенностью их является присутствие включений гарцбургитов и аподунитов размерами 0,5–1,5 см. в матриксе диоритовых порфиритов. Актуальность исследований определяется не только необычностью состава этих пород, но и пространственной и парагенетической связью с ними проявлений железно-оксидно-медно-золоторудного класса (IOCG) [3]. Цель исследований – на основе детальных геохимических и петрологических исследований выяснить особенности их петрогенезиса.

Результаты исследований и их обсуждение

Высоко-Mg диориты и диоритовые порфириты в Горном Алтае представлены дайками, сопровождающими массивы гранитоидов усть-беловского комплекса позднего девона в Чарышском, Рыбалкинском и Эдиганском ареалах [3, 4]. Это массивные однородные породы образуют линзовидные тела протяжённостью от нескольких десятков метров до 100 м. Состав (%): плагиоклаз – 50–57, роговая обманка – 18–20, клинопирксен – 7, ортопироксен – 3–5, оливин – 2–3, калиевый полевой шпат – 2–3, кварц до 2. Интрателлурическая фаза диоритовых порфиритов представлена крупными таблитчатыми выделениями зонального плагиоклаза размерами до 1–1,5 см, ксенокристаллами оливина и клинопироксена. В ядрах плагиоклаза присутствует лабрадор (An60-53), редко битовнит (An73-78). Периферическая каёмка зональных кристаллов выполнена андезином (An32-43). Вторая генерация плагиоклаза, распространённого в основной ткани породы, представлена полисинтетически сдвойникованным андезином (An38-45). Калиевый полевой шпат представлен несдвойникованным микроклином, реже – микроклин-пертитом. Среди темноцветных минералов доминирует роговая обманка, реже отмечаются клинопироксен (авгит с f = 31,5–33,3; l = 2,0–2,1) и ортопироксен (клиногиперстен с железистосстью f = 48,0–48,2; глинозёмистостью l = 1,02–1,1). Клинопироксен двух генераций, имеет нормальную и реверсивную зональность. Бурая роговая обманка (паргасит с f = 35,0–36,4 и l = 17,2–17,7) имеет призматические и таблитчатые выделения. Замещается эпидотом и хлоритом. В диоритовых порфиритах с очень высокими концентрациями магния встречаются ксенокристы зонального оливина с высоким содержанием форстеритового минала (Fo 89–86). Зональность чаще всего осцилляционная – типично магматогенная, реже – нормальная и реверсивная. Акцессории редки и представлены апатитом, магнетитом, сфеном.

Представительные анализы высоко-Mg диоритовых порфиритов сведены в табл. 1.

Таблица 1

Химический состав даек высоко-Mg диоритов (оксиды мас. %, элементы – г/т)

Компоненты

1

2

3

4

5

6

7

8

SiO2

55,1

55,02

55,6

54,5

54,9

53,7

53,5

54,1

TiO2

0,8

0,55

0,7

0,7

0,63

0,65

0,64

0,78

Al2O3

16,03

14,91

14,3

14,35

14,46

13,2

13,1

15,9

Fe2O3

2,73

2,95

2,65

2,6

2,3

2,4

2,4

2,3

FeO

5,7

6,01

5,97

5,8

5,9

5,8

5,9

6,1

MnO

0,16

0,17

0,15

0,12

0,12

0,12

0,13

0,20

MgO

5,9

7,03

6,95

8,5

7,4

10,1

10,2

7,5

CaO

5,5

6,9

5,8

6,4

6,7

6,5

6,48

8,9

Na2O

2,73

1,97

2,45

3,45

3,48

3,2

3,17

2,7

K2O

1,91

1,0

2,2

2,35

2,62

2,41

2,4

0,89

P2O5

0,13

0,11

0,12

0,3

0,31

0,3

0,28

0,16

Li

13,1

14,1

14,5

12,1

15,3

15,4

14,9

1,0

Be

1,2

1,31

1,2

1,3

1,4

1,3

1,25

0,8

Sc

39,5

39,8

35,5

19,4

21,5

19,7

18,9

30,3

V

235

230

203

170

185

150

162

243

Cr

245

235

515

400

320

540

530

525

Co

34

33

35

36,2

34,5

37,5

43,3

44

Ni

92

89

115

251

190

320

348

350

Cu

23

25

31

52

46

50

49

50

Ga

14,3

14,6

14,7

17,5

17,8

16,5

16,1

16,0

Rb

27,5

28,1

44,5

54,1

62,0

55,1

55,5

17,8

Sr

490

480

465

670

770

670

720

653

Y

17,3

17,5

17,9

15,7

15,5

14,3

14,8

15,2

Zr

74,8

75,5

99,5

110

112

121

110

106

Nb

4,0

4,1

5,1

5,11

5,0

4,8

5,03

4,9

Cs

1,8

1,93

1,5

1,75

0,8

1,95

1,63

1,54

Ba

475

470

405

1075

1020

830

1030

976

La

12,65

12,61

16,5

25,4

26,2

24,6

25,3

20,5

Ce

26,6

25,3

32,3

49,8

51,0

49,2

48,2

29,3

Pr

3,2

3,11

4,1

6,3

6,4

6,2

6,25

4,2

Nd

14,1

13,2

16,6

24,1

25,0

22,6

25,0

10,7

Sm

2,9

2,7

3,6

4,83

5,11

4,4

4,97

4,3

Eu

0,9

0,8

0,95

1,41

1,5

1,4

1,41

0,97

Gd

3,1

2,9

3,9

3,78

4,0

3,8

3,73

2,3

Tb

0,55

0,52

0,6

0,56

0,58

0,52

0,54

0,66

Dy

3,7

3,2

3,75

2,96

2,9

2,8

2,85

3,7

Ho

0,63

0,62

0,81

0,59

0,6

0,55

0,55

0,92

Er

1,9

1,85

2,4

1,61

1,6

1,41

1,5

2,3

Tm

0,29

0,3

0,37

0,25

0,24

0,21

0,24

0,42

Yb

1,78

1,75

1,78

1,65

1,58

1,35

1,56

1,41

Lu

0,28

0,3

0,35

0,24

0,25

0,21

0,24

0,32

Hf

2,0

2,1

3,0

2,82

2,9

3,1

2,75

3,0

Ta

0,31

0,3

0,47

0,25

0,37

0,27

0,26

0,5

W

0,43

0,42

0,75

0,8

1,0

1,1

1,11

2,0

Th

4,0

3,5

5,2

2,7

3,4

2,45

2,5

3,8

U

1,0

1,01

1,5

0,62

0,84

0,71

0,73

1,1

Mg#

50,8

52,6

60,5

69,2

66,3

72,8

73,2

50,9

Nb/La

0,32

0,32

0,31

0,2

0,19

0,2

0,2

0,24

La/Yb

7,1

7,2

9,3

15,4

16,6

18,2

16,2

14,5

Sr/Y

28,3

27,4

26,0

42,7

49,7

46,8

48,6

42,9

Dy/Yb

2,08

1,83

2,1

1,79

1,83

2,07

1,82

2,6

(La/Yb)N

4,7

4,8

6,12

10,2

10,9

12,01

10,7

9,6

Th/U

4,0

3,4

3,5

4,35

4,05

3,45

3,42

3,45

Eu/Eu*

0,93

0,88

0,78

0,98

0,99

1,03

0,97

0,86

TE1,3

1,04

1,00

0,95

0,98

0,96

0,98

0,96

0,97

Примечание. 1–4 дайки диоритовых порфиритов Чарышского ареала; 5–7 – дайки диоритовых порфиритов Эдиганского ареала; 8 – диоритовые порфириты Рыбалкинского ареала. Mg# = (100 Mg)/(Mg + Fe). ЗначенияРЗЭ нормированы по хондриту по [5]. Eu* = (SmN + GdN)/2. TE1,3 – тетрадный эффект фрационваня редоземельных элемнтов, как среднее между первой и третьей тетрадами по [7].

В них натрий преобладает над калием. Повышенные отношения (La/Yb)N указывают на дифференцированный тип распределения редкоземельных элементов (РЗЭ). Вариабельные содержания алюминия сопровождаются повышенными концентрациями Сr, Ni, Co, Vи коэффициента Mg# (от 50,8 до 73,2). Эти признаки характерны для основных-ультраосновных магм. В то же время наличие в интерстициях зёрен полевых шпатов кварца свидетельствует и о признаках кислых расплавов, участвовавших в генерации высокомагнезиальных диоритовых порфиритов. Значения тетрадного эффекта фракционирования (ТЭФ) редкоземельных элементов (РЗЭ) имеет не значимые величины (не превышающие 1,1 и не имеющие значения менее 0,9). Значения отношений Eu/Eu*, как правило, менее 1 и только в одной дайке Эдиганского ареала слабо превышает 1.

В диоритах отношение Y/Nb варьирует 2,94 до 4,3, что свидетельствует о контаминированном источнике первоначальной магмы мантийного происхождения и указывает на фракционирование клинопироксена или амфибола. Отношение Ce/Nb в диоритах увеличивается от 6,2 до значения 10,25 и указывает на фракционирование титан-обогащённых фаз (титаномагнетит, сфен, ильменит).

На канонических диаграммах высокомагнезиальные диоритовые порфириты однозначно попадают в поля: высокоглинозёмистых (рисунок, а) и магнезиальных (рисунок, б) пород.

Для решения некоторых петрологических задач изучены зональные кристаллы клинопироксена и оливина и незональной роговой обманки, представительные анализы которых сведены в табл. 2.

В оливине очень высокие концентрации элементов типичных для ультраосновных магм – никеля, кобальта, хрома. Никеля в ядре кристалла 3565 г/т, a по периферии зонального кристалла 3879 г/т, хрома (312 и 988 г/т, соответственно), кобальта (147,7 и 135, 2 г/т, соответственно) (табл. 2). В то же время в оливине весьма низкие концентрации Y, Sr, Rb, Nb, Zr, Ba.

Клинопироксен, преимущественно, диопсидового ряда со значительной вариабельностью состава (Wo43·0–49·6 En37·3–49·1 Fs6·2–22·2) с низкими концентрациями оксидов Al, Ti, Na. В зональных кристаллах от ядра к периферии уменьшаются Mg#, Ni, Cr, в то время как несовместимые элементы (Sr, Zr, Hf, Ti, Y, TR) – увеличиваются. Не зональная роговая обманка характеризуется повышенными концентрациями Ti, V, Sr, Ba, Zr в сравнении с другими минералами. Значимые величины тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ выявляются в промежуточных зонах зональных кристаллов в клинопироксенах и в оливине.

pic_36.wmf pic_37.wmf

1.wmf

а б

Рисунок. а – диаграмма Al2O3/(N2O + K2O) – Al2O3/(N2O + K2O + CaO) по [9]; б – диаграмма SiO2 – Fe2O3/(Fe2O3 + MgO) по [11] для высоко-Mg диоритовых порфиритов . Диоритовые порфириты даек ареалов: 1 – Чарышского; 2 – Эдиганского; 3 – Рыбалкинского

Таблица 2

Представительные анализы породообразующих минералов высоко-магнезиальных диоритов (оксиды, масс. %, г/т)

 

Клинопироксен-2

Клинопироксен-1

Оливин

Рог. обм

1

2

3

4

5

6

7

8

9

SiO2

54,33

54,79

53,92

52,01

54,11

52,72

40,1

TiO2

0,07

0,09

0,12

0,4

0,12

0,35

1,45

Al2O3

0,83

0,85

1,04

2,43

1,45

2,04

13,98

Cr2O3

0,65

0,55

0,01

0,01

0,63

0,08

н/ч

FeO

3,56

3,85

7,7

8,1

4,2

8,12

16,34

MnO

0,13

0,1

0,31

0,22

0,13

0,38

0,33

MgO

17,3

19,64

14,7

14,2

16,77

14,85

9,96

CaO

23,64

23,25

22,65

23,1

23,5

21,83

11,34

Na2O

0,27

0,26

0,59

0,48

0,37

0,48

2,32

K2O

н/ч

н/ч

н/ч

н/ч

н/ч

н/ч

1,0

Li

13,3

8,32

10,6

8,61

9,65

8,34

2,83

8,35

11,6

Be

0,15

0,1

2,34

0,2

0,05

0,11

3,25

0,1

0,66

Sc

73,5

66,1

103

106

72,9

81,3

2,22

66,6

38,2

Ti

1950

1050

770

2590

1180

1740

49,5

44,2

8300

V

207

115

184

229

166

191

56

34

306

Cr

125

3170

26,1

4,08

2510

1720

312

988

45,3

Co

41,0

32,4

28,4

44,2

41,8

40,1

147,7

135,2

44,5

Ni

42,9

129

18,0

10,9

106

121

3565

3879

27,2

Cu

23,5

97,8

17,6

26,5

99,7

20,5

21,5

34,8

45

Rb

0,070

0,154

0,141

н/ч

н/ч

н/ч

н/ч

н/ч

3,95

Sr

93,7

72,9

21,0

95,9

74,1

87,9

56,9

66,8

235

Y

8,6

4,34

41,2

10,8

4,21

6,82

0,06

0,2

22,8

Zr

12,7

2,65

33,3

16,2

3,0

6,81

0,30

0,2

38,1

Nb

0,014

0,023

0,032

0,012

0,027

0,02

0,012

0,11

2,94

Ba

1,61

1,8

1,44

0,59

0,08

0,06

1,23

1,9

269

La

1,42

0,75

7,6

2,10

0,66

1,15

1,23

0,66

4,95

Ce

6,11

3,12

30,0

8,65

2,7

4,66

5,15

2,15

20,9

Pr

1,15

0,61

5,61

1,73

0,52

0,91

1,11

0,6

3,59

Nd

7,4

3,05

30,4

10,7

3,04

5,6

6,39

3,10

20,5

Sm

2,24

1,21

7,31

3,4

1,06

1,80

1,44

1,11

5,63

Eu

0,81

0,45

1,61

1,06

0,38

0,60

0,81

0,46

2,21

Gd

2,23

1,25

9,51

3,35

1,20

1,83

1,43

0,69

5,66

Tb

0,31

0,17

1,36

0,44

0,15

0,26

0,31

0,16

0,75

Dy

2,04

1,04

8,69

2,62

0,91

1,51

2,02

1,07

4,84

Ho

0,37

0,17

1,6

0,45

0,17

0,28

0,29

0,09

0,94

Er

0,95

0,46

4,51

1,15

0,41

0,76

0,87

0,38

2,51

Tm

0,13

0,05

0,63

0,14

0,06

0,09

0,12

0,04

0,34

Yb

0,77

0,35

4,31

0,84

0,34

0,54

0,68

0,27

2,15

Lu

0,11

0,05

0,66

0,11

0,05

0,08

0,1

0,04

0,32

Hf

0,63

0,14

2,64

0,78

0,16

0,35

0,56

0,11

1,67

W

0,15

0,19

0,41

0,61

4,44

0,11

0,13

0,16

0,10

Th

0,02

0,03

0,07

0,02

0,01

0,02

0,02

0,03

0,03

U

0,01

0,01

0,02

0,01

н\ч

0,01

0,01

0,01

0,01

Mg#

89,8

88,7

77,5

75,9

87,9

76,8

60,8

Nb/La

0,09

0,031

0,04

0,006

0,041

0,017

0,009

0,17

0,59

La/Yb

1,84

2,14

1,76

2,5

1,94

2,13

1,8

2,44

2,13

Sr/Y

10,9

16,8

0,51

8,9

17,6

12,9

948

334

10,3

Dy/Yb

2,65

2,97

2,01

3,12

2,67

2,79

2,97

3,96

2,25

(La/Yb)N

1,21

1,41

1,16

1,68

1,28

1,4

1,19

1,6

1,52

Th/U

2,0

3,0

3,5

2,0

2,0

2,0

3,0

3,0

Eu/Eu*

1,09

1,12

0,6

0,96

1,05

1,01

1,73

1,52

1,2

TE1,3

1,06

1,14

1,09

1,05

1,46

1,05

1,28

1,46

1,06

Примечание. Прочерк – анализы не проводились, н/ч – содержания ниже чувствительности определения. Зоны в минералах:

1, 4, 7 – ядро; 2, 5 – средние части между ядром и краевой каёмкой; 3, 6, 8 – краевые части кристаллов; Рог. обм. – роговая обманка.

Петрографические наблюдения по взаимоотношениям минералов и особенностям макро- и микроэлементного составов позволяет наметить последовательность кристаллизации клинопироксенов. Первым в этой последовательности кристаллизовался клинопироксен-1, для которого характерны низкие значения Mg# в ядре кристаллов (табл. 2). Вторым кристаллизовался клинопироксен-2, для которого характерны более высокие величины Mg# и низкие в средней части и по периферии зональных кристаллов. В соответствии с геобарометром Al – в роговой обманке давление при кристаллизации высоко-Mg диоритов составляло ~9 кбар. Согласно двупироксеновому геотермометру (при условии равновесия с роговой обманкой) температура криcталлизации оценивается в 900 °С [6].

В оливине наблюдается увеличение от ядра к периферии концентраций Sc, Y, Cr, Ni (табл. 2). Оливин в высоко-Mg диоритах Алтайского региона является ксенокристаллом и имеет мантийное происхождение. Содержания Y увеличиваются от ядра зонального кристалла к периферии более чем в 3 раза. Увеличение Sc, Y и других элементов от ядра к периферии объясняется диффузионно-связанной трансформацией мантийного оливина в магматической камере, согласно экспериментальным данным [10]. Изотопные данные Sr, Pb и Nd в магматитах усть-беловского комплекса реставрируют первичный мантийный протолит (источники мантии типа EM II), претерпевший частичное плавление. Генерирование этих магм происходило в результате возникновения на границе ядра и нижней мантии суперплюма в раннем – среднем ордовике [1].

Резорбция мантийных дунитов и ксенокристаллов оливина в кварц-содержащем высоко-магнезиальном диорите указывает на важное петрологическое свидетельство для генерации высоко-Mg диоритов региона через ассимиляцию мантийных перидотитов фельзическим расплавом. Это фиксируется в кристаллах с реверсивной зональностью, когда в промежуточной зоне таких кристаллов увеличение Mg# сопровождается резким возрастанием Cr и Ni. При указанной ассимиляции не происходило фракционирование граната о чём свидетельствуют значения Dy/Yb, варьирующие от 2,67 до 3,12 согласно [8]. Все указанные признаки свидетельствуют о том, что клинопироксен –1 с реверсивной зональностью кристаллизовался не в мантийных условиях, а в пределах нижней коры (где давление не превышало 10 кбар). Скорее всего, такими ассимилированными ультрабазитами были офиолиты позднерифейско-раннекембрйского комплекса (νσ R3–Є1), претерпевшими метаморфизм в эклогитовой фации, и обнажающимися вблизи Рыбалкинского и Эдиганского ареалов. Ранее нами установлено, что габброиды усть-беловского комплекса, к которому относятся и высоко-Mg диориты, выплавлялись из кварцевого эклогита [2].

Выводы

1. Высоко-Mg диориты Горного Алтая представлены дайками диоритовых порфиритов, содержащими в своём составе клипироксен, ортокпироксен и ксенокристаллы оливина, a также кварц в основной такни пород. Они относятся к гипералюминиевому и магнезиальному типу горных пород.

2. В породах не проявлены значимые величины ТЭФ РЗЭ, а в кристаллах оливина и в промежуточных частях зональных кристаллов клинопироксенов проявлены значимые величины М-типа ТЭФ РЗЭ, совпадающие с процессом ассимиляции кислой магмой дунитов.

3. Высоко-Mg диориты Горного Алтая формировались путём ассимиляции дунитового материала офиолитов (R3-Є1), претерпевшими метаморфизм в эклогитовой фации, кислым расплавом.