Scientific journal
International Journal of Applied and fundamental research
ISSN 1996-3955
ИФ РИНЦ = 0,564

PETROGENESIS OF HIGH-MG DIORITOIDS OF TARHATINSKII COMPLEX MOUNTAIN ALTAI

Gusev A.I. 1
1 The Shukshin Altai State Humane-Pedagogical University
Factual data on geological conditions and material composition high-Mg diorite porphyrites of Tarkhatinskii complex Early-Midddle Triassic lead. Evidences of generation it non usual rocks by means assimilation of apodunites eclogites by felsic melt lead. The tetradic effect fractionation of REE M-type, causing by activity fluor-complexes in magmatic fluids in gybrid rocks (monzodiorites, quartz sienites) display. High saturation of melts by volatile components provided their ore generation potential on big spectrum of metals – Au, Cu, W, U.
high-mg diorites
monzodiorites
quartz sienites
tetradic effect fractionation of ree
assimilation of eclogites by felsic melt
mantle-crust interaction
thermal-fluid plum

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)

Компоненты

1

2

3

4

5

6

7

8

SiO2

53,5

54,0

56,86

57,12

57,7

61,75

59,85

63,4

TiO2

0,8

0,75

1,8

1,79

1,4

1,3

1,4

1,25

Al2O3

15,03

15,2

13,01

12,8

12,6

13,2

12,73

13,2

Fe2O3

2,73

2,77

3,8

3,9

1,65

1,97

2,86

2,83

FeO

5,7

5,4

1,7

1,7

3,03

3,1

2,6

2,3

MnO

0,16

0,15

0,07

0,06

0,05

0,08

0,06

0,06

MgO

8,9

9,3

4,12

4,2

4,6

4,2

6,4

3,1

CaO

4,5

4,7

3,65

3,6

3,1

2,8

3,3

2,8

Na2O

2,73

2,83

1,6

1,55

1,6

2,7

1,7

2,75

K2O

1,91

2,02

8,6

8,4

8,1

7,01

6,95

6,92

P2O5

0,13

0,12

0,48

0,45

0,6

0,39

0,7

0,39

Li

13,1

14,1

12,3

13,2

28,6

33,1

26,4

37,5

Be

1,2

1,7

6,5

7,0

11,5

8,7

6,3

6,3

Sc

39,5

37,5

14,5

15,6

18,9

16,8

17,5

10,8

V

235

255

251

253

304

203

265

185

Cr

445

544

280

320

130

115

503

105

Co

54

64

19

20

21

19,8

26,7

15,9

Ni

132

146

132

145

114

106

134

55

Cu

23

27

30

32

30

33

41

32

Ga

14,3

14,1

33

31

31

38,6

28,4

31

Rb

27,5

26,5

146

140

410

345

404

365

Sr

490

485

455

460

450

443

475

364

Y

17,3

17,2

19,5

20,2

25,6

22,2

22,3

17,5

Zr

74,8

75,5

450

435

680

365

453

264

Nb

4,0

4,1

22

20

34

31

18,7

17,3

Cs

1,8

1,9

8,3

9,0

56

18,6

28,3

30,5

Ba

475

485

785

790

1040

1030

1155

725

La

12,65

12,8

150

148

250

105

223

97,5

Ce

26,6

30,6

350

345

505

323

487

325

Pr

3,2

3,1

29,6

27,9

35,8

25,1

33,2

25,8

Nd

14,1

16,6

93,5

91,5

107,8

88,7

105,7

95,6

Sm

2,9

3,3

28,7

27,6

33,5

23,5

31.4

27,9

Eu

0,9

0,95

1,9

1,7

2,0

1,6

1,8

1,9

Gd

3,1

3,8

15,7

15,0

20,6

14,1

14,6

14,9

Tb

0,55

0,9

4,1

4,0

5,3

3,8

3,8

3,8

Dy

3,7

3,4

16,2

15,1

22,5

15,9

15,6

15,0

Ho

0,63

0,68

1,5

1,3

2,3

1,3

1,4

1,2

Er

1,9

1,8

4,9

4,2

5,6

4,3

4,3

3,8

Tm

0,29

0,3

0,8

0,7

0,9

0,7

0,8

0,6

Yb

1,78

1,8

2,5

2,3

3,5

3,3

2,5

2,3

Lu

0,28

0,3

0,6

0,55

0,6

0,5

0,5

0,4

Hf

2,0

2,2

13,7

13,1

16,7

12,6

13,2

12,1

Ta

0,31

0,33

1,2

1,21

1,8

1,3

1,25

1,25

W

0,43

0,41

3,5

4,0

12

6,7

2,9

3,2

Th

4,0

4,2

7,8

7,5

9,8

7,5

7,7

8,5

U

1,0

1,1

3,2

3,0

4,7

3,4

3,4

5,3

Mg#

61,8

62,3

51,3

51,2

52,1

51,3

58,6

49,2

Nb/La

0,32

0,32

0,15

0,13

0,14

0,1

0,08

0,18

Y/Nb

4,3

4,2

0,88

1,01

0,75

0,72

1,19

1,01

ТЕ1,3

1,04

1,07

1,52

1,56

1,45

1,65

1,51

1,64

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)

 

1

2

3

4

5

6

7

8

9

SiO2

49,8

53,8

52,0

52,0

54,1

52,7

40,2

43,7

52,7

TiO2

0,41

0,12

0,26

0,4

0,12

0,35

1,5

1,0

0,67

Al2O3

3,2

0,9

1,95

2,4

1,45

2,0

14,0

11,7

3,2

FeOt

13,3

4,16

7,83

8,1

4,2

8,1

16,3

10,6

11,2

MnO

0,39

0,13

0,27

0,22

0,13

0,4

0,32

0,2

0,26

MgO

11,3

16,25

15,3

14,2

16,8

14,9

10,0

15,2

16,46

CaO

19,9

24,5

21,1

22,9

23,5

21,8

11,3

11,0

12,3

Na2O

0,77

0,14

0,18

0,49

0,37

0,5

2,32

2,4

1,0

K2O

1,0

1,04

0,3

Mg#

60,6

87,6

77,9

75,9

87,9

76,8

60,8

89,7

75,3

Li

13,7

14,9

14,8

8,58

9,55

8,4

11,6

2,8

9,4

Be

0,03

0,04

0,21

0,2

0,06

0,1

0,7

0,3

1,7

P

24,2

14,1

19,1

29,2

8,03

12,3

13,5

11

10,3

Sc

96,7

46,9

50,6

106

72,7

80,3

35,2

46,7

57,3

Ti

2750

710

840

2580

1190

1760

8320

6020

8370

V

209

67

79,8

228

162

189

307

382

257

Cr

2670

4110

3720

4

2520

1740

45,3

968

41,7

Co

34,2

31,9

34,5

44,2

41,6

40,4

44,5

60,6

48,2

Ni

181

216

207

10,7

106

118

27,2

209

56,5

Rb

2,15

3,89

3,95

3,58

2,7

Sr

79,2

61,8

60,8

95,3

74,4

87,6

235

214

212

Y

11,5

3,01

3,56

10,8

4,2

6,8

22,8

13,2

48,8

Zr

16,2

1,4

1,8

15,2

3,1

6,8

38,1

20,5

79,8

Nb

0,025

0,073

0,13

0,012

0,03

0,02

2,94

1,3

11,9

Cs

0,043

0,06

0,08

0,13

Ba

12,4

32,5

0,57

0,07

270

166

260

La

2,06

0,49

0,58

2,1

0,65

1,14

4,95

3,68

21,3

Ce

8,38

2,03

2,37

8,65

2,69

4,66

20,9

15,0

69,9

Pr

1,6

0,4

0,45

1,73

0,52

0,91

3,59

2,56

11,3

Nd

9,7

2,43

2,8

10,6

3,04

5,57

20,5

14,0

58,8

Sm

0,79

0,91

2,42

3,4

1,06

1,8

5,63

3,77

13,7

Eu

0,27

0,3

0,57

1,06

0,38

0,6

2,21

1,28

3,36

Gd

0,9

1,03

2,33

3,35

1,2

1,83

5,66

3,9

12,9

Tb

0,12

0,13

0,32

0,44

0,15

0,26

0,75

0,49

1,71

Dy

0,69

0,81

1,89

2,62

0,91

1,51

4,84

2,88

9,67

Ho

0,12

0,15

0,37

0,45

0,17

0,28

0,94

0,52

1,81

Er

0,32

0,37

0,94

1,15

0,41

0,76

2,51

1,48

5,04

Tm

0,04

0,04

0,13

0,14

0,06

0,09

0,34

0,15

0,63

Yb

0,23

0,28

0,79

0,84

0,34

0,54

2,15

1,18

4,15

Lu

0,03

0,04

0,12

0,11

0,05

0,08

0,32

0,15

0,64

Hf

0,07

0,09

0,43

0,78

0,16

0,35

1,67

0,91

3,38

Ta

0,01

0,1

0,06

0,37

Pb

0,17

0,13

0,44

0,61

4,44

0,11

1,94

0,88

1,37

Th

0,11

0,01

0,01

0,11

0,81

U

0,03

0,1

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].