Scientific journal

International Journal of Applied and fundamental research

ISSN 1996-3955

ИФ РИНЦ = 0,593

Высоко-Mg андезитоидные породы (такие как, высоко-Mg андезитоиды, высоко-Mg диориты, высоко-Mg адакиты и санукитоиды) относятся к загадочным породам, так как они имеют геохимические характеристики типичного частичного плавления, происходившего как в земной коре, так же как и в мантии. С одной стороны, они имеют высокие концентрации Mg, Cr, Ni и высокие значения Mg – коэффициента [Mg#, = 100Mg/(Mg + Fe)], основных показателей мантийного происхождения. С другой стороны, они показывают обогащение крупными литофильными ионными элементами (LILE), сильное деплетирование высоко-зарядными элементами (HFSE, например, Nb, Ta и Ti), а также высоких значений фракционирования редкоземельных элементов, каковые являются типичными для частичного плавления мафических коровых пород [Rapp et al., 1999; Smithies, Champion, 2000]. Следовательно, в происхождении высоко-Mg андезитоидов и диоритоидов имеются признаки комплексного корово-мантийного взаимодействия. На юге Горного Алтая имеются высоко-MgдиоритоидыТархатинского массива, обладающими также всеми перечисленными характеристиками. Цель исследования – на основе геохимических и петрологических признаков высоко-Mgдиориооидных пород Тархатинского ареала выяснить их петрогенезис. Актуальность исследования определяется необходимостью выяснения генезиса этих необычных пород, с которыми связано оруденение меди, золота, урана, вольфрама и других металлов. Перечень металлов указывает на их принадлежность и мантийному, и коровому источникам. Нами установлена двойственная мантийная и коровая природа свинца галенитов проявлений Елангаш, связанных с Тархатинским массивом [Гусев, 2014].

Результаты исследований и их обсуждение

Тархатинский граносиенит-монцодиоритовый комплекс (T1-2) в виде нескольких мелких массивов выделен на юго-востоке Горного Алтая в северо-восточной пограничной зоне Южно-Алтайского мегаблока, где в зоне Саржематинского разлома локализован петротипический Тархатинский массив. Еще один мелкий массив (Жаньедынгуйский шток) закартирован западнее, в левобережье реки Жасатер (Джазатор). В Легенде по региону в составе комплекса выделяется две фазы внедрения; при этом в первую включаются пироксен-биотит-амфиболовые кварцевые монцониты и монцодиориты, а во вторую – высококалиевые микропегматитовые граносиениты и кварцевые сиениты, а дайки представлены микрогранитами и гранофирами.

Тархатинский петротипический массив расположен в бассейне верхнего течения реки Тархаты, где приурочен к зоне Саржематинского разлома, имеет удлиненную форму, небольшие (около 3 кв. км) размеры и ориентирован в северо-западном направлении согласно простиранию разлома. В значительной части выходы данного интрузивного штока перекрыты четвертичными отложениями, с северо-востока массив контактирует (возможно, тектонически) с метаморфическими сланцами кокузекского комплекса, а на юго-востоке и на западе прорывает флишоидные терригенные отложения кембро-ордовикской горноалтайской серии. Вмещающие сланцы в ореоле от десятков метров в западном и до сотен метров в юго-восточном экзоконтактах превращены в кварц-биотитовые, кварц-мусковитовые, кварц-кордиерит-биотитовые роговики и гранитизированные ороговикованные породы. Центральная часть массива сложена розовато-серыми неравномернозернистыми порфировидными биотитовыми граносиенитами с крупными кристаллами калишпата размером до 8 мм, представленного высокоупорядоченным микроклином, в основной массе, состоящей из кварца, биотита и полевых шпатов, среди которых присутствует плагиоклаз и пертитовый ортоклаз низкой степени упорядоченности. Очень редко встречаются зерна роговой обманки, а акцессорные минералы представлены апатитом и сфеном. Для пород эндоконтакта Тархатинского массива характерен более меланократовый облик и равномернозернистая структура; при этом количество калишпата доходит до 50 %, а количество плагиоклаза снижается. Характерно кучное (шлирово-такситовое) распределение темноцветных минералов, обычно представленных клинопироксеном, замещающимся роговой обманкой и амфиболом и биотитом. А в биотите, клинопироксенах и амфиболах часты включения сфена, титномагнетита и апатита. По данным предшественников химический состав пород эндоконтактовой части Тархатинского массива соответствует высококалиевым кварцевым монцодиоритам и, реже – сиенитам (Na2O = 1,55–2,70 %, K2O = 6,99–8,55 % при SiО2 = 57,02–63,35 %) с высокими содержаниями фосфора (Р2О5 = 0,38–0,71 %), рубидия (344 г/т), бария (985 г/т), стронция (407 г/т), галлия (29 г/т), циркония (288 г/т). По редкоэлементному составу они близки граносиенитам центральной части массива, отличаясь от них повышенными содержаниями группы железа. В целом породы данного массива характеризуются пониженными отношениями Rb/Sr (0,97) и K/Rb (146), обогащенностью барием и стронцием, а также в целом повышенной щелочностью при значительной роли калия, ассоциацией пироксена с биотитом, что более характерно для гранитоидов латитового ряда. С Тархатинским массивом пространственно ассоциированы многочисленные сульфидные, преимущественно Cu, W, Au, U рудопроявления и шлиховые ореолы шеелита.

Жанъедынгуйский массив сложен породами двух фациальных групп, при этом преобладающими являются меланократовые амфибол-биотитовые кварцевыемонцониты со шлировыми существенно биотитовыми скоплениями и, участками, с гранофировой и микропегматитовой структурой. В южной части штока развиты мелко-среднезернистые лейкократовые биотитовые кварцевые сиениты и граносиениты, имеющие с монцонитами постепенный фациальный переход в интервале 1,5–3 м и характеризующиеся массивным обликом, гипидиоморфнозернистой и, участками, микропегматитовой структурами.

Нами в эндоконткатовых частях обоих массивов обнаружены крупные включения диоритовых порфиритов среди монцодиоритов размерами от 15 до 45 см в поперечнике. Характерной особенностью этих диоритов является наличие ксенокристаллов оливина размерами от 0,5 до 0,8 см в поперечнике и их высоко-Mg состав. Клинопирокены и роговые обманки этих пород имеют прямую и обратную зональность. В матриксе пород присутствуют мелкие выделения кварца. Нами проанализирован химический состав пород Тархатинского ареала, отражённый в табл. 1.

Эпсилон Nd для сиенодиритов составляет εNdt = –3,65, а модельный Sm-Nd возраст протолита определён в 1,175 млрд лет [Kruk etal, 2001]. Возраст сиенодиоритов по циркону 240 млн лет, а меланосиенитов – 247 млн лет [Гусев, 2012], что отвечает раннему-среднему триасу.

Таблица 1

Представительные анализы высоко магнезиальных диоритоидови кварцевых сиенитов тархатинского комплекса (оксиды – %, элементы – в г/т)

Примечание. Породные типы комплекса: 1, 2 – диоритовые порфириты, 3 – монцодиориты, 4- 8 – кварцевые сиениты. Mg# = (100 Mg)/(Mg + Fe). TE1,3 – тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов, как среднее между первой и третьей тетрадами по [Irber, 1999].

В диоритовых порфиритах натрий преобладает над калием, а во всех остальных породах наоборот – калий преобладает над натрием. Вариабельные содержания алюминия сопровождаются повышенными концентрациями Сr, Ni, Co, V и коэффициента Mg# (от 49,2 до 62,3). Эти признаки характерны для основных-ультраосновных магм. В то же время наличие в интерстициях зёрен полевых шпатов кварца в матриксе диоритовых порфиритов свидетельствует и о признаках кислых расплавов, участвовавших в генерации высокомагнезиальных диоритовых порфиритов. Следует отметить, что не только диоритовые порфириты, но и все остальные разности пород характеризуются признаками повышенных концентраций магния, о чём свидетельствуют высокие значения Mg#. В диоритовых порфиритах величины тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ (ТЭФ РЗЭ) не значимы, а во всех остальных разностях проявлен ТЭФ РЗЭ М-типа (от 1,45 до 1,65). Отношения Y/Nb в диоритовых порфиритах довольно высокие (4,2–4,3), что свидетельствует о контаминированном источнике первоначальной магмы мантийного происхождения и указывает на фракционирование клинопироксена или амфибола.

В главных породообразующих минералах диоритовых порфиритов и клинопироксенах отмечается прямая и обратная (реверсивная) зональности, что отражен в табл. 2.

Таблица 2

Представительные анализы клинопироксенов и амфибола в диоритовых порфиритах (оксиды – в %, элементы – в г/т)

Примечание. Клинопироксены: 1–3 с нормальной зональностью; 4-6 – с обратной зональностью; 1, 4 – ядро, 2, 5 – промежуточная часть, 3, 6 – краевая часть; амфибол с обратной зональностью: 7 – ядро, 8 – промежуточная часть, 9 – краевая часть.

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.

Интерпретация результатов и выводы

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 [Blundy, 1990]. Эти параметры указывают, что генерация высокомагнезиальных диориовых порфиритов осуществлялась на глубинах не менее 20 км.

Петрогенетическая модель формирования высоко-магнезиальных диоритовых порфиритов, а также монцодиоитов и сиенитов заключался в сложном мантийно-коровом взаимодействии под влиянием термо-флюидного плюма. Резорбция мантийных дунитов и наличие ксенокристаллов оливина в кварц-содержащем высоко-магнезиальном диоритовом порфирите 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. Все указанные признаки свидетельствуют о том, что клинопироксен 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 чаган-узунского позднерифейско-раннекембрйского комплекса (νσ R3-Є1), претерпевшими метаморфизм в эклогитовой фации, и обнажающимися вблизи Тархатинского ареала. Таким образом, высоко-Mg диориты Тархаты формировались путём ассимиляции аподунитового материала офиолитов (R3-Є1), претерпевшими метаморфизм в эклогитовой фации, кислым расплавом. Эклогиты располагались в мантии и были захвачены мантийной щелочно-базальтовой магмой. В нижней коре последняя генерировала плавление кислого материала с образованием монцонит-сиенитовых расплавов. Температурный и энергетический источник процессов мантийно-корового взаимодействия с образованием гибридных монцонит-сиенитовых дериватов обеспечивал термофлюидный плюм. Такой механизм генерации высоко-Mg пород путём мантийно-корового взаимодействия, проявление ТЭФ РЗЭ М-типа, обусловленного высокой насыщенностью гидроксил- и фтор-содержащих флюидов, способствовал образованию различных типов оруденения и мантийных и коровых элементов Au, W, Cu, U, S, Pb [Гусев, 2014].