Научный журнал
Международный журнал прикладных и фундаментальных исследований
ISSN 1996-3955
ИФ РИНЦ = 0,564

КРИСТАЛЛ-ФРАКЦИОНИРОВАНИЕ IN SITU ПРИ ГЕНЕРАЦИИ ПОРОДНЫХ ТИПОВ ТИГИРЕКСКОГО МАССИВА ГОРНОГО АЛТАЯ

Гусев А.И. 1
1 Алтайская государственная академия образования им. В.М. Шукшина
Приведены данные по химическому составу акцессорных фаз (сфена и апатита) породных типов Тигирекского массива Горного Алтая. Акцессории изучены в диоритах, монцодиритах, сиенитах, гранодиоритах, гранитах, умеренно-щелочных гранитах. Сфен и апатит имеют зональное строение (тёмное ядро и светлая периферическая каёмка). Установлены осцилляционная, простая и «пихтообразная» зональности в акцессориях. Изучено распределение в минералах редких и редкоземельных элементов. Выявлено устойчивое уменьшение суммы РЗЭ и отношений (La/Sm)N в краевых зонах кристаллов, указывающих на деплетирование расплавов в результате раннего насыщения ядерных зон апатита и сфена, происходившим в рамках процесса in situ.
акцессории
сфен
апатит
редкие и редкоземельные элементы
петрогенезис
кристаллизация in situ
1. Гусев А.И. Постколлизионные гранитоиды: петрология, геохимия, флюидный режим и оруденение. – Gamburgh: Palmarium Academic Publishing, 2012. – 217 c.
2. Гусев А.И. Металлогения шошонитовых гранитоидов западной части Центрально-Азиатского складчатого пояса // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса: от океана к континенту. – Иркутск, 2012. – С. 67–70.
3. Гусев А.И., Гусев А.А. Шошонитовые гранитоиды Тигирекского массива Алтая: геохимия, петрология и рудоносность // Успехи современного естествознания, 2012. – № 2. –С. 40–44.
4. Hayden L.A., Watson E.B., Wark D.A. A thermobarometer for sphene (titanite) // Contributions to Mineralogy and Petrology, 2008. – V. 155. – P. 529–540.
5. Hoskin P.W.O., Kinny P.D., Wyborn D., Chappell B.W. Identifying accessory mineral saturation during differentiation in granitoid magmas: an integrated approach // Journal of Petrology, 2000. – V. 41. – P. 1365–1396.
6. Langmuir C.H. Geochemical consequence of in situ crystallization // Nature, 1989. – V. 340. – № 2. – P. 199–205.
7. Paterson B.A., Stephens W.E. Kinetically induced compositional zoning in titanite—implications for accessory-phase/melt partitioning of trace elements // Contributions to Mineralogy and Petrology, 1992. – V.109. – P. 373–385.
8. Piccoli P., Candela P., Rivers M. Interpreting magmatic processes from accessory phases: titanite—a small-scale recorder of large-scale processes // Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences, 2000. – V. 91. – P. 257–267.
9. Rollinson H. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. – New York, 1993. – 245 p.
10. Tyler I.M., Ashworth J.R. The metamorphic environment of the Foyers Granitic Complex // Scottish Journal of Geology, 1983. – V. 19. – P. 271–285.
11. Watson E.B., Liang Y.A simple model for sector zoning in slowly grown crystals: Implications for growth rate and lattice diffusion, with emphasis on accessory minerals in crustal rocks // American Mineralogist, 1995. – V. 80. – P. 1179–1187.

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)

Компоненты

1

2

3

4

5

6

я

к

я

к

я

к

я

к

я

к

я

к

V

1135

1050

995

1205

996

1190

840

703

823

820

821

843

Cr

55

49

44

43

45

88

145

215

171

194

171

141

Sr

251

215

260

212

254

225

85

80

95

115

95

85

Y

2140

1290

1980

1440

2180

1210

3560

1465

2535

2905

2535

2355

Zr

730

423

1270

525

1320

410

645

305

575

565

575

515

Nb

1940

650

2105

585

2230

432

2215

1240

2503

1201

2495

1305

Ta

231

28

102

25

151

16

280

143

343

114

344

115

Hf

21,5

17,6

33,1

18,1

43,1

16,8

20,1

15,2

18,5

17,8

18,6

18,2

Co

35

23

21

22

23

38

47

51

48

50

49

48

La

3950

2230

5280

3035

5410

1660

3916

1094

3775

3195

3770

2925

Ce

14080

7095

16950

10380

17450

6405

14580

3820

12195

11790

12190

10195

Pr

2240

1310

2455

1610

2510

1060

2340

610

1750

1840

1765

1515

Nd

11050

6340

11200

7640

11880

5305

11095

2910

7340

8610

7350

6715

Sm

2150

1220

1995

1390

2205

1065

2215

585

1285

1725

1280

1225

Eu

465

335

451

325

485

245

340

150

223

275

227

205

Gd

1240

714

1125

815

1255

642

1335

395

781

1075

785

775

Tb

137

77

115

86

135

70

181

53

103

140

102

101

Dy

590

331

510

375

571

312

903

295

535

702

537

515

Ho

89

50

77

55

86

45

151

53

95

120

99

92

Er

185

104

165

122

187

101

345

145

245

283

247

225

Tm

23

12

20

13

22

12

43

20

33

35

34

32

Yb

135

78

121

85

134

77

255

144

210

212

215

191

Lu

14

8

13

9

15

8

26

20

24

22

24

22

∑TR

38488

21194

42457

27280

44525

18217

41285

11759

31129

32929

31160

27088

Zr/Hf

33,9

24,0

38,4

29,0

30,6

24,4

32,1

20,0

31,1

31,7

30,9

28,3

(Eu/Eu*)N

0,81

1,02

0,85

0,87

0,82

0,85

0,57

0,91

0,64

0,58

0,65

0,61

Y/Ho

24

25,8

25,7

26,2

25,3

26,9

23,6

27,6

26,7

24,2

25,6

25,6

(La/Sm)N

1,12

1,11

1,62

1,34

1,5

1,5

1,08

1,15

1,8

1,8

1,8

1,46

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).

gus1.wmf

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).

gus2.wmf

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)

 

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

V

31,9

39,3

7,5

24,7

20,4

10,5

8,3

9,0

7,6

8,3

Sr

2555

2660

2620

1350

1345

790

875

895

870

975

Y

238

231

145

203

97

335

275

457

207

440

Zr

1,6

4,8

1,1

5,8

2,3

2,2

1,3

1,3

1,0

1,2

Hf

0,09

0,28

0,08

0,31

0,13

0,14

0,1

0,1

0,08

0,11

La

650

1002

398

1195

806

365

525

1055

540

1495

Ce

1915

2595

1142

2093

1103

1115

1285

2475

1395

3235

Pr

275

332

163

235

97

149

156

309

170

370

Nd

1315

1530

765

898

350

685

703

1210

595

1415

Sm

223

245

129

129

46

140

115

188

95

198

Eu

49

52

30

22

11

25

22

38

19

38

Gd

140

143

80

82

33

110

86

137

71

139

Tb

13

15

7,5

9,1

4,2

14

9,1

16

8,1

17

Dy

57

56

30

43

18

65

47

77

38

78

Ho

8,8

8,9

5,2

7,9

3,5

12

9,0

15,5

7,4

14,7

Er

18

20

11

19

9

32

23

37

18

39

Tm

2,3

2,5

1,8

2,4

1,2

4,0

3,2

6,2

2,5

5,2

Yb

15,9

13,1

8,1

14

7,1

25,1

22

9,2

16

35

Lu

1,8

2,2

1,1

2,1

1,2

4,2

2,3

10

2,5

5,3

Pb

14

15

13

8,2

9,3

9,7

8,1

6,4

9,7

11

Th

38

37

25

40

56

56

26

65

33

73

U

23

13

26

11

19

50

14

19

22

22

∑TR

4922

6248

2519

4954

2587

3080

3283

6039

3184

7524

Zr/Hf

17,7

17,1

13,7

18,7

17,7

15,7

13,0

13,0

12,5

10,9

Y/Ho

27,0

26,0

27,9

25,7

27,7

27,9

30,6

29,5

27,9

29,9

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).

gus3.wmf

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).

gus4.wmf

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.


Библиографическая ссылка

Гусев А.И. КРИСТАЛЛ-ФРАКЦИОНИРОВАНИЕ IN SITU ПРИ ГЕНЕРАЦИИ ПОРОДНЫХ ТИПОВ ТИГИРЕКСКОГО МАССИВА ГОРНОГО АЛТАЯ // Международный журнал прикладных и фундаментальных исследований. – 2015. – № 12-10. – С. 1840-1844;
URL: https://applied-research.ru/ru/article/view?id=8393 (дата обращения: 23.09.2021).

Предлагаем вашему вниманию журналы, издающиеся в издательстве «Академия Естествознания»
(Высокий импакт-фактор РИНЦ, тематика журналов охватывает все научные направления)

«Фундаментальные исследования» список ВАК ИФ РИНЦ = 1.074