Scientific journal

International Journal of Applied and fundamental research

ISSN 1996-3955

ИФ РИНЦ = 0,593

Химизм акцессорных минералов позволяет раскрыть некоторые особенности петрогенезиса и петрологии интрузивных пород [5]. Наиболее распространёнными акцессорными фазами Тигирекского массива являются сфен, апатит и циркон. Чаще всего эти минералы используют для определения in situ (внутри магматической камеры) кристаллизацию и фракционирование. Впервые in situ кристаллизацию для различных по кислотности расплавов изучил С. Лангмюр [6]. Фракционная кристаллизация считается в пределах магматической камеры и фракционная кристаллизация здесь является in situ процессом, при котором остаточный расплав отделяется от кристаллической магматической «каши» в зоне солидификации на границе магматической камеры и возвращается обратно в камеру. При такой кристаллизации увеличение содержаний несовместимых элементов и уменьшение концентрации совместимых элементов в расплаве оказывается не таким значительным, как при релеевском фракционировании [9]. Актуальность проведенных исследований определяется тем, что с Тигирекским массивом пространственно и парагенетически связано оруденение W, Be, Mo, Fe и других металлов [1-3]. Цель исследования – изучить геохимические особенности акцессорных минералов и фракционной кристаллизации in situ в расплавах магматической камеры, сформировавших Тигирекский массив. Редкие и редкоземельные элементы определены методом лазерной абляции индуктивно связанной плазмой на масс-спектрометре (Лаборатория Сибирского отделения РАН, г. Новосибирск).

Результаты исследования и их обсуждение

Тигирекский массив гранитоидов находится в приграничной полосе между Алтайским краем и Республикой Казахстан в междуречье Ини, Белой (левые притоки р. Чарыша) и Белопорожной Убы. В его составе выделено 5 фаз внедрения от габброидов до лейкогранитов, формировавшихся в формате сложного сценария, в котором определяются признаки мантийной составляющей, плавления корового материала и процессов смешения различных по составу расплавов, а также и ассимиляция корового материала [1].

Среди лейкогранитов имеются известково-щелочные и умеренно-щелочные разности. В составе последних присутствует магматогенный флюорит [3].

Сфен, как правило, идиоморфный, редко – гипидиоморфнозернистый и имеет самые крупные выделения. Чаще всего зональный – в ядре более светлый, а по периферии – относительно темнее по окраске. Зональность осцилляционная, реже – простая и «пихтообразная». Апатит в породах чаще всего встречается в виде включений в биотите, полевом шпате и амфиболе. Чаще всего идиоморфен. Размеры кристаллов достигают 0,5 см. в длину. Он показывает также зональное строение. При этом ядро таких зон более тёмное, а периферия – светлая. Апатит кристаллизовался раньше сфена. Последний иногда корродирует апатит. Циркон как и апатит обладает идиоморфным обликом кристаллов, имеющих также типичную для магматических пород – осцилляционную зональность. Размеры коротких призм достигают 0,6 см. в длину. В краевой зоне цирконов отмечается тонкое чередование светлых и тёмных полос, напоминающих полисинтетические двойники плагиоклазов. Химические составы сфенов из зональных и незональных кристаллов в породных типах представлены в табл. 1.

Таблица 1

Химический состав сфенов породных типов Тигирекского массива (г/т)

Примечание. Породы: 1 – диорит, 2 – монцодиорит, 3 – сиенит, 4 – гранодиорит, 5 – гранит, 6 – умеренно-щелочной гранит. Зоны кристаллов сфена: я – ядро, к – краевая часть.

В сфенах проявлены два типа тетрадного эффекта фракционирования (ТЭФ) редкоземельных элементов (РЗЭ): М- тип (пороговое значение превышает 1,1) и W- тип (пороговое значение меньше 0,9).

Отмечается, что в зональных кристаллах сфена их диоритов, монцодиоритов и сиенитов суммарное содержание редкоземельных элементов (РЗЭ) выше в ярдах и меньше в краевых зонах. При этом высочайшие концентрации характерны для лёгких РЗЭ. В группе гранодиоритов, гранитов и умеренно-щелочных гранитов наблюдается такое же поведение РЗЭ, но в значительно меньшей контрастности. А исключение составляют граниты. В последних краевая зона содержит более высокую концентрацию суммы РЗЭ, чем в ядре.

Для гранитов массива Стронциан (Северная Шотландия), относящихся также к высоко – Ba – Sr типу, установлено, что зоны кристаллов сфена находились в процессе кристаллизации в равновесии с раcплавом [7]. Эксперименталным изучением установлено, что секторные зона кристаллов сфена не только находятся в равновесии с расплавом, но и являются петрогенетически важными для реконструкции термодинамических условий кристаллизации расплавов [7]. Этими исследованиями установлено что, некоторые секториальные зоны сфена селективно накапливают некоторые элементы (например, Zr и некоторые РЗЭ). Такие обогащённые зоны интерпретируются как поверхности роста и соприкосновения кристаллов с расплавом. Показано, что такие ловушки роста формируются в результате «критического отношения скорости роста с диффузионной способностью решётки минерала» [20]. При превышении такого критического соотношения в секториальных зонах кристаллов происходит аномальное накопление лёгких РЗЭ и некоторых других элементов (например, Nb, Zr). Это подтверждено экспериментами, по которым установлено, что содержания Zr в светлых зонах кристаллов сфена являются результатом определённой температуры кристаллизации сфена [7]. На диаграмме соотношений Nb – Gd выявляются три тренда: 1 для группы гранодиоритов – гранитов, где увеличение содержаний гадолиния в направлении от ядра к краевой зоне сопровождается уменьшением концентраций ниобия; 2 группа (диорит-монцодиорит-сиенит) показывает уменьшение концентраций ниобия и гадолиния в направлении от ядра к краевой зоне сфена; 3 тренд отмечен для незональных кристаллов сфена гранитов и умеренно-щелочных гранитов, где просматривается уменьшение и гадолиния и ниобия от гранитов к умеренно-щелочным гранитам (рис. 1).

Рис. 1. Диаграмма соотношений Nb – Gd для зональных и незональных кристаллов сфена пород Тигирекского массива. Тренды: 1 – для группы пород гранодиорит-гранит-умеренно-щелочной гранит, 2 – для группы пород диорит-монцодиорит-сиенит; 3 – для незональных кристаллов сфена гранита – умеренно-щелочного гранита. Зоны кристаллов сфена: я – ядро, 2 – краевая часть

На диаграмме (Eu/Eu*)N – (La/Sm)N в обоих группах пород наблюдается слабое увеличение отношений (Eu/Eu*)N от ядра кристаллов сфена к краевой части (рис. 2, а).

Рис. 2. Соотношение (Eu/Eu*)N – (La/Sm)N (а) и Zt – Y (б) в кристаллах сфена. Остальные условные обозначения на рис. 1

Для незональных кристаллов сфена наблюдается слабое увеличение отношений (Eu/Eu*)N в направлении от умеренно-щелочных гранитов к гранитам.

Химический состав апатитов горных пород массива сведен в табл. 2.

Таблица 2

Химический состав апатитов горных пород Тигирекского массива (в г/т)

Примечание. Породные типы Тигирекского массива: 1, 2 – диориты; 3 – монцодиориты; 4 – 5 – сиениты; 6 – гранодиорит; апатит из гранита: 7 – ядро, 8 – краевая часть; 9 – гранит с незональным апатитом; 10 – гранит-умеренно-щелочной.

Почти во всех образцах апатита отмечается негативная аномалия европия (Eu/Eu*)N от 0,45 до 0,87) и лишь в краевой зоне апатита из диорита фиксируется позитивная европиевая аномалия (Eu/Eu*)N составляет 1,37). В отличие от сфенов в апатитах всех породных типов пород значимо проявлен тетрадный эффект фракционирования РЗЭ W – типа (значения ТЭФ РЗЭ менее 0,9).

Рис. 3. Диаграмма соотношений (La/Sm)N – Gd для апатитов породных типов Тигирекского массива. Условные обозначения те же, что на рис. 1

В зональных кристаллах апатита краевые зоны характеризуются значительно меньшими концентрациями суммы РЗЭ. В них резко уменьшена роль лёгких РЗЭ (La, Cе, Pr, Sm, Nd). Отношение лёгких РЗЭ к средним в апатитах, в отличие от сфенов, характеризуются в целом повышенными величинами (отношение (La/Sm)N варьирует от 1,79 до 14,7, а в сфенах – оно не превышает 1,8).

На диаграмме (La/Sm)N – Gd тренды соотношений ориентированы по разному для апатитов анализируемых групп породных типов. Для группы диорит-монцодиорит-сиенит (тренд 1) от ядра зональных кристаллов апатита к периферии происходит увеличение отношений (La/Sm)N и снижение концентраций гадолиния (рис. 3). Для зонального апатита группы пород гранодиорита-гранита от ядра к периферии наблюдается резкое снижение отношений (La/Sm)N и слабое уменьшение концентраций гадолиния (тренд 2).

На диаграмме Ce – Y в зональных кристаллах апатита наблюдается корреляция этих элементов. От ядерных частей апатита к периферии отмечается уменьшение содержаний церия и иттрия (рис. 4, тренды 1 и 2). От гранитов к умеренно-щелочным гранитам происходит увеличение церия и иттрия (тренд 3).

Рис. 4. Диаграмма Ce – Y для породных типов Тигирекского массива. Условные обозначения те же, что на рис. 1

Выводы

В краевой зоне сфена и апатита из диоритов отмечена позитивная аномалия европия ((Eu/Eu*)N составляют 1,02 и 1,39). Это указывает на то, что коэффициент распределения редкоземельных элементов между кристаллизующимся минералом и расплавом (Dapatite/melt и Dsphen/melt ) отражал сходные содержания РЗЭ в диоритовом расплаве глубинной магматической камеры, что совпадает с данными, полученными для базитовых магм. Соотношение лёгких и средних лёгких тяжёлых РЗЭ в сфенах и апатитах , а также устойчивое уменьшение суммы РЗЭ и отношений (La/Sm)N в краевых зонах кристаллов указывают на деплетирование расплавов в результате раннего насыщения ядерных зон и апатита и сфена, происходившим в рамках процесса in situ.

Прогрессивное деплетирование Y в краевых частях кристаллов сфена и апатита (рис. 2 и 4) указывает также на криcталл-фракционирование в формате in situ. Такое фракционирование обычно объясняют изменением фугитивности кислорода (f O2) [14].

Таким образом, геохимические особенности распределения элементов в сфене и апатите породных типов Тигирекского массива указывают на проявление в петрогенезисе магматического очага процессов кристаллизации in situ, а также и процессов смешения базальтового расплава и кислого.