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.
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.
Библиографическая ссылка
Гусев А.И. ГЕОХИМИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ ВЫСОКО-MG ДИОРИТОВ ГОРНОГО АЛТАЯ // Международный журнал прикладных и фундаментальных исследований. – 2016. – № 1-2. – С. 204-209;URL: https://applied-research.ru/ru/article/view?id=8350 (дата обращения: 24.04.2024).