Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПЕТРОЛОГИЯ ЗОЛОТОГЕНЕРИРУЮЩЕГО МАГМАТИЗМА

Гусев А. И.,

3.3. Петрология и геохимия шошонитовых гранитоидов

Как отмечено в предыдущем разделе, гранитоиды шошонитовой серии присутствуют совместно с гранитоидами I-типа на объектах комплексных, долго формировавшихся золоторудных месторождений типа Мурунтау. Однако шошонитовая серия гранитоидов может принимать участие и в формировании самостоятельных типов золото-содержащих месторождений. Примером таких шошонитовых гранитоидов являются сложные габбро-монцонит-сиенитовые комплексы, пространственно и парагенетически с которыми связаны железорудные месторождения скарнового типа с промышленными концентрациями золота (месторождения Казское, Леспромхозное, Майское и другие в Горной Шории).

Интрузивно связанная золоторудная система месторождения Шилайт Доум на Юконе (Канада) приурочена к постколлизионному шошонитовому магматизму (клинопироксенсодержащие монцограниты, сопровождаемые дайками известково-щелочных лейкоминетт, кварцевых монцонитов, кварцевых монцодиоритов, гранодиоритов и спессартитов) (Mair, Farmer, Groves, Hart, Goldfarb, 2011). Интрузивные породы имеют высокие значения радиогенного стронция (первичные 87Sr/86Sr варьируют от 0,711 до 0,714), отношения изотопов свинца составляют 206Pb/204Pb от 19,2 до 19,7 и негативные первичные значения неодима от (-8,06) до (-11,26). Концентрации основных петрогенных элементов, рассеянных элементов, радиогенных изотопов и минералогические данные подтверждают, что фельзические до средних (промежуточных) по составу пород были производными из мафического полевошпатового источника литосферной мантии с участием процессов фракционной кристаллизации и небольшой ассимиляции метаосадочного корового материала.

Золото-черносланцевое месторождение Кумтор (Киргизстан) по данным Р. Дженчураевой в формировании оруденения главную роль сыграли гранитоидные массы, которые обеспечили тепло и благоприятные термостатические условия концентрации рудных компонентов скрытый плутон мультистадийной интрузивной серии шошонитового типа, продуктивной на Au–Bi–W минерализацию [Djenshuraeva, 2006].

Бамское жильное золоторудное месторождение связано с силлоподобной интрузией кварцевых сиенитов и кварцевых сиенит-порфиров, образующих вулкано-плутоническое поднятие. К центральной части вулкано-плутонической структуры приурочена небольшая интрузия монцодиорит-порфиров раннемелового возраста [Степанов, 2001]. Все породы относятся к шошонитовой серии. Широким развитием также пользуются дайки такого же возраста: кварцевых монцодиоритов, диоритовых порфиритов, гранит-порфиров, гранодиорит-порфиров, лампрофиров (керсантитов и спессартитов). Главная интрузивная фаза сиенит-порфиров сложена вкрапленниками полевых шпатов, кварца, биотита и роговой обманки на фоне микропойкилитовой или микрогранитной основной ткани. Гипсометрически ниже они сменяются кварцевыми сиенитами с микропегматитовой структурой. Породы интрузии низкотитанистые и высокоглинозёмистые с натриевой специализацией щелочей
(Na2O/K2O = 1,1 – 1,4). Абсолютный возраст пород определённый U-Pb метородом по апатитам, составляет 101 ± 4 млн. лет. [Неймарк и др., 1996].

К числу интрузивов шошонитововго типа относится Леспромхозный массив, расположенный в верховьях ключа Восточный Леспромхозный. Предшественники, изучавшие этот массив, включали его в различные комплексы, или выделяли в качестве самостоятельного.

Морфологически массив представляет собой дайкообразное тело широтного простирания длиной до 1,5 км и шириной до 100 м. Массив приурочен к разлому в ядре антиклинальной складки, сложенной доломитами венда, песчаниками ордовика и туфами кислого состава. Леспромхозный массив сопровождается дайками шошонитвой типа – спессартитов, керсантитов, что характерно для шошонитовых серий. Из пострудных даек отмечены сиенит-порфиры, эссексит-долериты и лабрадоровые порфириты. В составе массива выделяются монцогаббро, монцониты и сиениты. С массивом связано скарново-магнетитовое Леспромхозное месторождение. По данным В.М. Клярковского [Клярковский, 1972] возраст флогопита из сфалерит-магнетитовых руд Леспомхозного месторождения составляет 396 млн. лет.

Монцогаббро (10 %) сложены плагиоклазом (50-70 %), варьирующим по составу от лабрадора № 50-60 до битовнита № 75-80. Он образует короткопризматические индивиды, местами слабозональные. Клинопироксен (10-30 %) идиоморфен, образует призмочки, редко неправильные зёрна. По оптическим показателям диагностируется салит-авгитом (Ng = 1,705-1,715; Np = 1,680-1,694; 2V = 50-53°; cNg = 41-43°). В большинстве случаев он свежий и лишь местами замещается по периферии зёрен бурой роговой обманкой и листочками биотита. Ромбический пироксен уступает по распространённости клинопироксену. Диагностируется гиперстеном (Ng = 1,704-1,717;
Np = 1,685-1,704; –2V = 52-65°; cNg = 0-5°). Амфибол представлен бурой роговой обманкой. Калиевый полевой шпат редок (не более 5 %). Он ксеноморфен и нередко корродирует все минералы. Биотит (1-15 %) образует чешуйки и агрегаты листочков, нередко замещается хлоритом, эпидотом, лейкоксеном.

Монцониты обычно встречаются в эндоконтакте массива. Они сложены плагиоклазом, пироксеном, калиевым полевым шпатом, биотитом. Имеют отчётливую монцонитовую структуру. Из акцессориев отмечены сфен, магнетит, апатит.

Преобладающими являются сиениты. Это розовато-серые породы, состоящие из калиевого полевого шпата (55-65 %), плагиоклаза (15-25 %), роговой обманки(10-15 %), пироксена и биотита. Акцессории включают сфен, апатит, магнетит, редко – циркон. Калиевый полевой шпат представлен микроклин-пертитом прожилково-пятнистого типа (Np = 1,519; –2V = 84°; Nm+(001 = 11-15°, Ng + (001) = 78-84°; Np + (001) = 79-82°). Пироксен диагностируется салит-авгитом (Ng = 1,704-1,705; Np = 1,684-1,686; CNg = 44°, 2V = 55°, f (железистсость) = 20 %). Амфибол представлен густо окрашенной буровато-зелёной иногда с голубоватым оттенком роговой обманкой (Ng = 1,698; Np = 1,683; CNg = 14-17°, –2V = 80°, f = 58-60 %). Она, как правило, ксеноморфна с корродированными краями. Структура сиенитов чаще всего аллотриоморфнозернистая с элементами монцонитовой. Текстура нередко такситовая из-за сильно варьирующих размеров зёрен калиевого полевого шпата и неравномерного распределения его и темноцветных минералов.

Химический состав породных типов массива сведен в табл. 20. По сумме признаков все породы Леспромхозного массива следует относить к шошонитовой серии: резкое преобладание калия над натрием, высокие содержания Ba, Sr, высокие нормированные отношения La/YbN, колебания которых составляют от 2,5 до 12,3, высокая сумма щелочей K2O + Na2O (более > 8 %).

Таблица 20

Представительные анализы породных типов Леспромхозного массива
(оксиды – масс. %, элементы – г/т)

Примечание. Анализы (силикатный анализ на главные компоненты, методы ICP-MS и ICP-AES – на остальные элементы) выполнены в Лаборатории ИМГРЭ (г. Москва); 1, 2 – монцогаббро; 3, 4 – монцониты; 5, 6, 7 – сиениты.

Для монцонитов и сиенитов наблюдается многократное против кларка накопление Co, Cu, Ag, Sn, Mo, Hf. О сильном дифференцированном распределении редкоземельных элементов в этих же породах свидетельствуют повышенные нормированные отношения La/YbN, колеблющиеся от 3,4 до 12,3 (табл. 20).

На классификационной диаграмме (рис. 29) породы Леспромхозного массива локализуются в поле шошонитовой серии, занимая поля абсарокита, банакита, шошонита. Именно по этой причине нет оснований включать Леспрмхозный массив в состав тельбесского комплекса, как это предложено В.Л. Хомичёвым [Хомичёв, Кужельный и др., 1997], а выделять его из тельбесского в самостоятельный комплекс.

Рис. 29. Диаграмма K2O–SiO2 по [Pecerillo, Taylor, 1976] для пород Леспромхозного массива. Поля пород: 1 – абсарокит; 2 – шошонит; 3 – банакит; 4 – высоко-К базальт;
5 – высоко-К андезибазальт; 6 – высоко-калиевый андезит; 7 – высоко-К дацит
по [Pecerillo, Taylor, 1976]. Серии пород: I – толеитовая; II – известково-щелочная;
III – высококалиевая известково-щелочная; IV – шошoнитовая.
Породы Леспромхозного массива: 1 – монцогаббро, 2 – монцониты, 3 – сиениты

На диаграмме Ce/Yb – Ta/Yb все фигуративные точки пород также локализуются в поле шошонитовой серии (рис. 30).

В распределении редкоземельных элементов в породных типах массива выявлен тетрадный эффект фракционирования лантаноидов, относящийся к М-типу. Характерно, что тетрадный эффект выявлен не в более эволюционированных сиенитах, а в монцогаббро и монцонитах более ранних фаз, что является необычным фактом. Значения тетрадного эффекта фракционирования и некоторые показательные соотношения элементов приведены в табл. 2.

Рис. 30. Диаграмма Ce/Yb – Ta/Yb для шошонитовой серии пород Леспромхозного массива. Поля пород выделены по [Pearce, 1982]. Остальные условные обозначения как на рис. 29

Как видно из приведенных данных тетрадный эффект в монцогаббро и монцонитах варьирует от 1,13 до 1,25, превышающий пороговое значение 1,1, указывающее на М-тип тетрадного эффекта. Сравнение некоторых соотношений элементов с таковыми в хондрите показало, что фракционирование в породах произошло , не только в составе редких земель, но и в таких соотношениях, как Y/Ho, Eu/Eu*, Zr/Hf, которые значительно меньше чем в хондрите (табл. 21). А отношения La/Lu и Sr/Eu намного выше, чем в хондрите.

Таблица 21

Отношения химических элементов и значения тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ в породных типах Леспромхозного массива

Примечание. ТЕ1,3 – тетрадный эффект фракционирования РЗЭ по В. Ирбер [Irber, 1999]. Eu* = (SmN + GdN)/2. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [Anders, Greevesse, 1989]. 1, 2 – монцогаббро; 3, 4 – монцониты; 5, 6,7 – сиениты.

Таким образом, в Горной Шории имеются шошонитовые гранитоиды, примером которых является Леспромхозный массив, сложенный щелочными монцогаббро, монцонитами, сиенитами, которые резко отличаются от известково-щелочных пород тельбесского комплекса, в состав которого ранее включались шошонитовые гранитоиды региона. Породы Леспромхозного массива (монцогаббро и монцониты) проявляют тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов, что играет важную роль в переносе металлов во флюидах. Флюидный режим формирования породных типов шошонитовой серии имел аномальные параметры по фугитивностям, парциальным давлениям кислорода, воды, углекислоты. Важную роль в генерации и магматитов и связанного сними оруденения комплексы фтора во флюидах (концентрации плавиковой кислоты во флюидах были довольно высокими).

Шошонитовые вулканогенные и субвулканические образования нередко формируют эпитермальные золото-серебряные месторождения. К таким объектам проявления вулканитов и субвулканических даек шошонитовой серии относится месторождение Сурич Новофирсовского рудного узла в Горном Алтае, где золото-серебряное оруденение тесно пространтсвенно связано с шошонитовой серией.

Новофирсовский рудный узел расположен в предгорьях Западного Алтая в водораздельной части р. Чарыш и ее левого притока р. Локтевка. В тектоническом плане он размещается в раннепалеозойской Чарышской зоне карбонатно-терригенной седиментации вблизи Северо-Восточной зоны смятия – тектонической границы с Рудно-Алтайской вулканической зоной. Рудный узел приурочен к девонской Новофирсовско-Акимовской вулкано-тектонической структуре Курьинского вулканического ареала. Фундамент структуры сложен ранне-среднеордовикской песчано-конгломератовой нижнеануйской (O1–2na) и средне-позднеордовикской терригенно-карбонатной верхнеануйской (O2–3va) сериями, раннесилурийскими терригенно-карбонатными громатухинской серией (S1gr) и существенно карбонатной чагырской свитой (S1cg), силурийско-раннедевонской кремнисто-терригенной толщей (S1–D1jt). Основание Новофирсовско-Акимовской вулкано-тектонической структуры представлено несогласно залегающими на подстилающих породах карбонатно-терригенными отложениями раннего девона камышенской (D1km) и барагашской (D1br) свит.

Вулканогенные и вулканогенно-терригенные отложения куяганской свиты
(D2-3k) насы-щены субвулканическими телами, которые образуют следующую последовательность внедрения:

1) экструзивно-жерловые массивы риолитов и риодацитов;

2) субвулканические тела кварцевых диорит-порфиритов и андезитов силло-, лакколито- и дайкообразной формы;

3) экструзивно-жерловые массивы, дайки и дайкообразные тела риодацитов, дацитов, риолитов, трахириолитов и ультракалиевых риолитов.

С куяганским вулканогенным комплексом пространственно и парагенетически связано золото-серебряное и полиметаллическое оруденение.

Риолит-порфир содержит 25-30 % вкрапленников: кварца – 10 %, олигоклаза (№ 10-15) – 10 %, микроклина со слабо выраженной двойниковой решеткой и микроблоковым строением. Основная масса состоит из мельчайшего (0,005-0,03 мм) агрегата кварца и калишпата с примесью частично хлоритизированного биотита (2-3 %), серицита и мусковита (2-3 %), эпидота – 1 %. Редкие зёрна сульфидов иногда составляют 0,5 % по объёму породы.

Кварцевый диорит-порфирит содержит вкрапленники (40 %) размером 0,2-0,8 мм,
представленные зональным лабрадором (№55) – 25 %, наполовину серпентинизированным гиперстеном (10 %), авгитом (5-6 %). Основная масса микропойкилитовая, содержит выделения кварца размером 0,5 мм, насыщенные многочисленными микролитами (0,01-0,03 мм) лабрадора (№ 55).

Трахириолит-порфир. Вкрапленники (25 %) размером 0,4-1,0 мм представлены кварцем (10 %), с извилистыми границами и калишпатом (15 %): слабо решетчатым микроклином с микроблоковым строением. Основная ткань породы резко такситовая: неравномернозернистый (0,01 мм) агрегат кварца и калишпата примерно в равных пропорциях с отдельными более крупными выделениями (размером до 0,1 мм) кварца – в виде отдельных зерен и мономинеральных агрегатов и гломеропорфировых скоплений по 7-15 зерен. Окисленный пирит – 1 %, монтмориллонит < 1 %, хлорит, гидрослюда. Порода аргиллизирована.

Щелочные гранит-порфиры субвулканические содержат до 30 % вкрапленников кварца и калиевого полевого шпата размерами 05-1 мм. Местами среди вкрапленников присутствует биотит. Основная ткань породы микрогранитная с размерами зёрен слагающих минералов (кварца, калиевого полевогог шпата, редких листочков биотита) от 0,1 до 0,3 мм. Акцессориии представлены пиритом, редко ильменитом. Химический состав вулканитов и субвулканических тел представлен в табл. 22.

Таблица 22

Хиический состав субвулканических и эффузивных
пород Новофирсовского рудного поля

Примечание. Анализы (силикатный анализ на главные компоненты, методы ICP-MS и ICP-AES – на остальные элементы) выполнены в Лаборатории ИМГРЭ (г. Москва); Г-32 – кварцевый диоритовый порфирит; Г-25, Г-36 – субвулканические щелочные гранит-порфиры; Г-29, Г-34, Г-35 – трахириолитовые порфиры; Г-39 – субвулканический щелочной лейкократовый гранит-порфир. TE1,3 – тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов.

На диаграмме K2O–SiO2 все породы, за исключением, кварцевых диоритовых порфиритов, попадают в поле шошониовой серии (рис. 31).

Рис. 31. Диаграмма K2O–SiO2 по [Pecerillo, Taylor, 1976]
для пород Ново-Фирсовского рудного поля.
Поля пород: 1 – абсарокит; 2 – шошонит; 3 – банакит; 4 – высоко-К базальт;
5 – высоко-К андезибазальт; 6 – высоко-калиевый андезит; 7 – высоко-К дацит
по [Pecerillo, Taylor, 1976]. Серии пород: I – толеитовая; II – известково-щелочная;
III – высококалиевая известково-щелочная; IV – шошoнитовая. Породы рудного поля:
1 – кварцевые диоритовые порфириты, 2 – трахиориолитовые порфиры,
3 – щелочные гранит-порфиры, 4 – лейкократовые гранит-порфиры

Характерно, что пород субвулканических гранит-порфиров и лейкократовых гранит-порфиров, проявлен тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов М-типа, превышающий пороговое значение 1,1 (табл. 22).