Научная электронная библиотека
Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

Глава 3. ПЕТРОЛОГИЯ И ПЕТРОХИМИЯ ШОШОНИТОВЫХ ГРАНИТОИДОВ

Петрологические и петрохимические особенности рассмотрим на примерах наиболее изученных плутонов. В Алтае-Саянской складчатой области к числу таких плутонов относится Айский (Горный Алтай) и Горновской (Салаир).

Айский монцонит-сиенит-граносиенит-лейкогранитовый ареал шошонитовой серии пород локализуется на севере Горного Алтая, где представлен единственным одноименным ареалом, включающим достаточно крупные Айский массив площадью 70 км2, Бабырганский массив площадью около 100 км2 и три малые интрузии: Айченок, Мохнатая и Типешкинская, закартированные в пределах Каимской тектонической пластины (рис. 3). По геофизическим данным породы указанных массивов соединяются в единый гипабиссальный плутон. Аналогичные по составу и возрасту интрузии монцодиоритов, граносиенитов, кварцевых сиенитов и лейкогранитов известны в Теранджикском и Тархатинском ареалах на юго-востоке Горного Алтая и могут также рассматриваться аналогами айского массива.

Рис. 3. Схематическая геологическая карта района Айского массива:
1 - неразделённые четвертичные образования; породные типы и фазы внедрения Айского массива; 2 - умеренно-щелочные лейкограниты с флюоритом 4 фазы; 3 - умеренно-щелочные лейкограниты 3 фазы; 4 - граносиениты и кварцевые сиениты второй фазы; 5 - монцогаббро первой фазы; 6 - габбро первой фазы топольнинского комплекса; 7 - базальты, андезиты, дациты, туфы, тефроиды, песчаники, алевролиты, гравелиты онгудайской свиты; 8 - алевролиты, песчаники, базальты, лавобрекчии, силицилиты чемальской свиты; 9 - афировые базальты, лавобрекчии, туфы основного состава, силицилиты, известняки манжерокской свиты; 10 - известняки, доломиты, базальты каянчинской свиты; 11 - филлиты, базальты, извесняки, силицилиты каимской свиты; 12 - апоперидотиты, серпентиниты, листвениты позднерифейско-раннекембрийского офиолитового комплекса; 13 - разломы: а - сбросы, взбросы, сдвиги; б - надвиги;
14 - грейзеновые проявления олова и тантало-ниобатов

В составе комплекса нами выделяются четыре фазы внедрения:

1) монцогаббро, монцониты и меланосиениты;

2) сиениты, кварцевые сиениты и граносиениты;

3) биотитовые умеренно щелочные лейкограниты и умеренно-щелочные граниты;

4) флюоритсодержащие двуслюдяные умеренно-щелочные лейкограниты.

Взамиоотношения двуслюдяных флюоритсодержащих лейкогранитов с биотитовыми лейкогранитами зафиксированы нами в юго-восточной части Айского массива. Четвёртая фаза внедрения распространена локально (на юго-востоке Айского и в приконтактовой восточной части массива Типешки и северной - Мохнатой, в западном и восточном эндоконтактах Бабырганского массива. Именно с породами четвёртой фазы связано грейзеновое и пегматитовое редкометалльное оруденение. Характерными особенностями юго-восточного и восточного контактов Айского массива, малых интрузий Типешкинского и г. Мохнатой являются: 1 - наличие пологих контактов, 2 - гребневидных выступов, 3 - наличие провесов кровли сложных интрузий между Айским массивом и сателлитами - г. Мохнатой и Типешки. Указанные признаки весьма благоприятны для формирования грейзенового оруденения. Породы сиенитовой и гранитовой групп находятся примерно в равных количественных отношениях. По результатам определения радиологического возраста (уран-свинцовым методом по циркону) сиенитов Айского массива получена цифра в 248,9 ± 5,7 млн лет [Владимиров и др., 1997]. Рубидий-стронциевое изотопное датирование лейкогранитов с флюоритом показало более молодой возраст - 244 ± 4,5 млн лет [Крук, Титов и др., 1998]. Оба определения согласно новой шкале геологического времени дают ранне-среднетриасовый возраст.

Петрогеохимия пород комплекса детально рассмотрена Н.Н. Круком, А.В. Титовым и др. [Крук, 1998]. Нами дополнительно обнаружены монцониты в западной части Айского массива среди меланосиенитов, а также лейкограниты с флюоритом в районе Бабыргана, Типешки. Представительные анализы всех разновидностей пород сведены в табл. 3. Кроме того, в эндоконтактовых частях массивов Типешки и Айского обнаружены проявления тантало-ниобатов в пегматитах, грейзенах и касситеритового оруденения в грейзенах. Повсеместно указанные проявления обнаружены в тесной ассоциации с лейкогранитами заключительной фазы внедрения. Новые данные, полученные по петрологии магматических образований айского комплекса, позволяют уточнить некоторые генетические особенности их образования и потенциальную рудоносность. Ранее нами по составу биотита определена принадлежность лейкогранитов Бабырганского массива к типу редкометалльных плюмазитовых лейкогранитов [Гусев, 2003], которые во многих регионах являются одними из наиболее рудопродуктивных гранитоидных магматических серий [Таусон, Гундобина, Зорина, 1998].

Монцониты представляют собой крупнокристаллические породы розовато-серой окраски, сложенные зональным анортоклазом, роговой обманкой (f = 53-58), клинопироксеном, биотитом, плагиоклазом. Краевые части зонального анортоклаза содержат микровключения салита, биотита, роговой обманки. Биотит по составу отвечает сидерофиллиту и отличается от слюд остальных разновидностей пород самыми низкими концетрациями магния (см. рис. 2).

Таблица 3 Представительные анализы пород айского ареала (главные компоненты в %, элементы - в г/т)

Компоненты

1

2

3

4

5

6

7

8

SiO2

50,13

55,27

57,12

61,87

66,11

72,87

75,05

76,88

TiO2

1,24

1,18

1,44

1,20

0,47

0,16

0,13

0,11

Al2O3

14,03

14,56

17,17

17,28

16,64

13,96

13,67

12,92

Fe2O3

4,35

3,79

3,07

2,12

1,44

0,75

0,56

0,37

FeO

4,65

4,34

3,98

2,01

1,37

0,83

0,65

0,36

MnO

0,16

0,18

0,17

0,12

0,09

0,04

0,03

0,03

MgO

6,85

5,11

1,48

0,67

1,01

0,37

0,22

0,11

CaO

9,22

6,55

3,52

2,12

2,10

0,49

0,59

0,32

Na2O

3,22

4,08

3,65

3,04

4,89

4,61

3,89

4,09

K2O

3,67

3,76

7,23

8,95

5,12

4,72

4,65

3,93

П.п.п

1,45

1,67

0,32

0,40

0,23

0,32

0,42

0,41

P2O5

0,97

0,93

0,32

0,16

0,16

0,05

0,03

0,03

99,94

99,75

99,47

99,96

99,63

99,17

99,89

99,56

Li

21,2

20,5

30,0

18,8

27,6

55

4,5

10,8

Rb

95

104

125

109

78,9

145

164

172

Cs

1,2

1,8

2,1

2,2

2,8

3,6

7,5

1,9

Be

6,3

7,5

2,5

3,8

0,7

5,3

6,7

0,7

Sr

1951

2720

2200

8750

630

280

20

8

Ba

2072

1970

2500

1956

750

310

40

20

La

14

16

17

46

73

74

55

32

Ce

42

44

46

58

86

97

63

36

Nd

21

22

22

24

24

29

16

8,6

Sm

6,8

6,6

6,5

5,4

4,2

5,5

2,2

0,9

Eu

1,71

1,67

1,64

1,42

1,23

1,21

0,68

0,13

Gd

6,9

6,6

6,5

6,1

3,3

4,1

2,1

0,9

Tb

1,2

1,1

1,1

0,94

0,52

0,61

0,26

0,11

Dy

5,5

5,3

5,1

3,9

2,3

1,2

1,6

0,7

Tm

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,2

0,2

0,2

Yb

3,6

3,4

3,1

2,8

1,22

1,6

1,1

1,4

Lu

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,25

0,21

0,2

Y

20,7

19,8

19,7

14,7

7,8

13,6

13,4

10,4

Sc

6,8

6,7

6,5

5,7

5,6

4,2

3,3

1,3

Th

4,3

4,5

5,8

5,4

24

27

41

48

Hf

4,6

4,8

4,9

18

5,2

6,9

4,6

4,6

Ta

0,4

0,5

0,5

0,9

1,66

3,2

2,2

4,8

Nb

6,2

6,2

6,3

22,7

35,3

87,6

85,2

77

Zr

342

338

334

276

243

238

204

215

Eu/Eu*

0,75

0,76

0,76

0,75

0,97

0,75

0,95

0,44

Примечание. Анализы выполнены: для главных компонентов - химическим методом, для остальных элементов - методом ICP-ms в лаборатории ИМГРЭ (Москва). 1 - монцогаббро; 2 - монцонит; 3 - меланосиенит; 4 - сиенит; 5 - граносиенит; 6 - гранит; 7 - лейкогранит; 8 - лейкогранит с флюоритом.

Акцессории включают мелкие выделения сфена, апатита. Для них характерны весьма высокие концентрации стронция (до 2720 г/т) и бария (до 1970 г/т).

Монцогаббро и меланосиениты первой фазы образуют ксенолиты и ксеноблоки в приконтактовых частях Айской и других интрузий размером от первых десятков до сотен метров в поле развития сиенитов и кварцевых сиенитов. На контакте они перекристаллизованы с возникновением вторичного гранобластового агрегата биотит-кварц-полевошпатового состава. Представляют собой крупно-и гигантозернистые породы, сложенные преимущественно паргаситовой роговой обманкой (ѓ = 50-54 %) и щелочным полевым шпатом, в незначительном объеме присутствует биотит. Вкрапленники щелочного полевого шпата насыщены включениями клинопироксена (салит), биотита, сфена и амфибола. В монцогаббро зафиксированы повышенные концентрации стронция (до 1950 г/т) и бария (до 2070 г/т).

Меланосиениты сложены калинатровым полевым шпатом, амфиболом феррогастингситового ряда (f = 49-60 %), редко биотитом, а в интерстициях указанных минералов содержат плагиоклаз и кварц (2-4 %); акцессорные минералы представлены (г/т) магнетитом (4942), апатитом (55) и цирконом (4). Они характеризуются высокой щелочностью (K2O = 7,23 %, Na2O = 3,65 %), титанистостью (1,44 % TiO2) и фосфористостью (0,32 % Р2О5), высоким содержанием (г/т) бария (2500), стронция (2200), циркония (334), ниобия (6,3), урана (5) и тория (5,8). Отмечается резко дифференцированное распределение легких и тяжелых лантаноидов при  РЗЭ = 702 г/т.

Сиениты, кварцевые сиениты и граносиениты второй фазы связаны между собой постепенными переходами, с преобладанием двух последних разновидностей. Они слагают крупное (202 км) дугообразное тело, прослеженное почти непрерывно от г. Блинова на западе до хр. Типешка на востоке, а также в востоной части г. Бабырган. Отдельные их обнажения известны в центральной и северо-восточной частях Айского плутона и массива Айчонок. В кварцевых сиенитах и граносиенитах встречены крупные ксенолиты перекристаллизованных пироксен-амфиболовых меланократовых сиенитов и монцогаббро ранней фазы, кордиеритовых и амфиболовых роговиков, полосчатых полевошпатовых амфиболитов, перекристаллизованных девонских гранитов и риолитов. В них присутствуют дайки субщелочных амфибол-биотитовых гранит-порфиров, единичные гнезда и жилы пегматитов, мусковит-кварц-турмалиновых грейзенов, гранат-и пироксенсодержащих кварцевых жил (в апикальной части массива на г. Типешка, Мохнатой).

Сиениты и кварцевые сиениты представляют собой красновато-серые крупно-среднезернистые массивные породы, состоящие из крупнопертитового калинатрового полевого шпата (4480 %), амфибола (до 15 %) паргасит-феррогастингситового ряда (f = 45-56 %), биотита (до 10 %) истонит-сидерофиллитового ряда (рис. 4), сфена (до 2 %) и магнетита (1142 г/т), редко салита (f = 3236 %). Характерно диференцированное распределение РЗЭ с резким преобладанием легких над тяжелыми лантаноидами при Σ РЗЭ = 202 г/т, отсутствием аномалии по Eu. Отмечаются повышенные содержания (г/т) Rb (125), Sr (1445), Zr (140). В сиенитах фиксируется аномально высокое содержание Sr (до 8750 г/т), которое прогрессивно убывает с ростом кремнекислотности пород. По геохимическим особенностям породы близки к типичным для сиенитовой породной группы в составе гранитоидных серий А1-типа. Граносиениты - крупно-среднезернистые равномернозернистые или порфировидные породы, состоящие из калишпата (35-44 %), плагиоклаза (28,7-32,5 %), кварца (18-23 %), темно-бурого слабожелезистого (f = 37-42 %) биотита, зеленого амфибола (23 %), переходного по составу между эденитом и обыкновенной роговой обманкой (f = 4247 %), акцессорных сфена, циркона и апатита. Породы обладают cравнительно пониженными содержаниями бария (750), стронция (630) и калия относительно кварцевых сиенитов. Для них характерны минимальные среди пород Айского массива концентрации тория, тантала, ниобия, максимальные - циркония и иттрия.

Рис. 4. Диаграмма Al - Mg- Fe составов биотитов гранитоидов айского ареала: 1 - сиениты, 2 - граносиениты, 3 - умеренно-щелочные граниты, 4 - лейкограниты 4 фазы  с флюоритом; 5 - меланосиенит; 6 - монцогаббро; 7 - монцонит

Умеренно-щелочные лейкограниты и граниты третьей фазы внедрения обнажаются на площади 12 км2 в восточной части массива (в районе г. Мохнатая), а также образуют прерывистую внешнюю оторочку главного сиенит-граносиенитового тела, повторяя его дугообразный изгиб. В западном слабо эродированном эндоконтакте (в 2 км севернее г. Березовая) С.П. Шокальским установлены фазовые взаимоотношения между среднезернистыми биотит-амфиболовыми кварцевыми сиенитами и мелко-среднезернистыми биотитовыми умеренно-щелочными гранитами. Поверхность контакта полого погружается под кварцевые сиениты, перекристаллизованные на расстоянии до 10-15 м от контакта с полным замещением амфибола мелкочашуйчатым вторичным биотитом. Умеренно-щелочные лейкограниты представляют собой розово-серые средне-крупнозернистые лейкократовые породы, состоящие из микроклина (29-43 %), альбит-олигоклаза (до 25 %), кварца (31-35 %), низкожелезистого (f = 43-46 %) биотита (2-5 %), мусковита (1-2 %), акцессорных (г/т) циркона (10,2), апатита (1,6), флюорита (26), магнетита (1642), сфена. В сравнении с граносиенитами в гранитах наблюдается уменьшение концентраций РЗЭ (до 90,3 г/т - за счет иттриевой группы), Ta, Nb, Ba, Sr, отмечается слабо выраженный минимум по Eu. По петрохимическому и редкоэлементному составу породы наиболее близки к плюмазитовым редкометалльным лейкогранитам А1-типа, отличаясь несколько повышенной глиноземистостью и повышенными содержаниями бария и стронция. В гранитах и лейкогранитах постоянно пристуствуют в повышенных количествах бор (до 30 г/т) и фтор (до 0,3 %). Биотиты этих пород относятся по составу к ряду истонит-сидерофиллита (см. рис. 4), а отдельные анализы тяготеют к ряду истонит-флогопита.

К четвёртой фазе отнесены линейно вытянутые участки (шириной до 230 м и протяженностью до 1,5 км) в юго-восточном эндоконтакте Айского массива, сложенные флюоритсодержащими двуслюдяными умеренно-щелочными лейкогранитами. Аналогичные породы отмечены нами в восточных эндоконтактовых частях Типешки и северных контактах Мохнатой. Особенностью этих образований является присутствие низкожелезистого (f = 37-44 %) биотита (до 5 %) с повышенными содержаниями F (4 % и более), MnO (2,8-3 %) и акцессорного флюорита (до 105 г/т), наличие миароловых текстур и пегматоидных прожилков и жил. Флюорит в породах образует вкрапленность размерами от 0,5 мм до 0,4 см. Изредка флюорит отмечается в миароловых пустотах, указывая на то, что его кристаллизация связана с поздними стадиями кристаллизации пород под влиянием позднемагматических флюидов. Породы характеризуются широкими вариациями редкоэлементного состава, минимальными среди гранитоидов Айского массива содержаниями Sr, Ba, РЗЭ, наличием в спектре РЗЭ слабого европиевого минимума и только в лейкогранитах с флюоритом он становится заметно ощутимым и составляет 0,44. По особенностям химизма данные образования обнаруживают сходство с умеренно-щелочными лейкогранитами западного эндоконтакта Айского массива. Ранние фазы айского ареала (монцогаббро, монцониты) обнаруживают близость к аппинитам. Аппиниты характеризуются повышенными концентрациями магния, стронция, бария, лёгких РЗЭ, показывающими мантийную природу (Fowler, Henney et al., 2001). В то же время они имеют относительно пониженные концентрации ниобия, тантала. Стронций-неодимовые изотопные данные отвечают их генерации из обогащённой мантии (Fowler, Henney, 1996; Muir et al., 1997). На диаграмме ТАС все породные типы белокурихинского эталона попадают в поле умеренно-щелочных пород (рис. 5).

На диаграмме Л.В. Бородина в координатах а0 - Ас породы комплекса попадают в поле умеренно-щелочной серии.

Характерной чертой массивов Айского ареала является различный эрозионный срез интрузивов. Считается, что Белокурихинский массив имеет наименьший уровень среза. Айский массив имеет более глубокий срез, а Теранджикский и Тархатинский массивы показывают ещё более глубокие уровни. Вероятно, по этой причине в каждом из массивов преобладают те или иные породы. Так, в Белокурихинском массиве преобладают граниты и гранодиориты, значительным распространением пользуются лейкограниты и отсутствуют породы более основного состава - габброиды и диоритоиды. Только в этом плутоне получили широкое развитие пегматиты и грейзены. В Айском массиве обнаруживаются породы более глубоких уровней - габброиды, монцонитоиды, сиениты и диоритоиды. Меньшим распространением пользуются граниты и лейкограниты. Теранджикский и Тархатинский массивы характеризуются набором пород ещё большего эрозионного среза - габброидами, монцонитоидами, диоритоиадами, сиенитами. В них редки граниты и отсутствуют лейкограниты.

Рис. 5. Петрохимическая диаграмма диагностики горных пород в координатах SiO2 - (Na2O + K2O) для пород Айского ареала: 1 - габбро; 2 - диориты; 3 - монцогаббро; 4 - монцониты; 5 - меланосиениты; 6 - сиениты; 7 - граносиениты; 8 - монцодиориты; 9 - гранодиориты; 10 - граниты; 11 - лейкограниты; 12 - граниты умеренно-щелочные; 13 - лейкограниты умеренно-щелочные; 14 - лейкограниты умеренно-щелочные с флюоритом

Поведение химических элементов в породных типах также подчиняются степени эрозионного среза массивов (рис. 6). Так в монцогаббро от айского к теранджикскому уровню среза происходит увеличение количеств магния, кальция, калия и соответственное уменьшение концентраций титана, алюминия, натрия. При этом степень окисленности железа в монцогаббро Айского массива несколько выше, чем в таких же породах Теранджикского массива (0,50 и 0,46, соответственно).

В монцонитах в этом же направлении происходит увеличение концентраций алюминия, закисного железа и кальция и снижение титана, магния, калия, натрия. Степень окисленности железа снижается в монцонитах Айского массива от 0,48 до 0,46 в таких же породах Теранджикского массива.

В граносиенитах от Айского массива к Теранджикскому наблюдается увеличение содержаний титана, триоксида железа, магния, кальция и снижение алюминия, натрия, калия. При этом степень окисленности железа возрастает от 0,62 до 0,73.

В гранитах от Белокурихинского к Айскому и Теранджикскому массивам наблюдается увеличение концентраций алюминия и снижение титана и кальция. Поведение остальных элементов более сложное. Степень окисленности железа увеличивается от Белокурихинского массива к Айскому (0,42 и 0,61, соответственно) и вновь снижается к Теранджикскому до 0,42.

В лейкогранитах отмечается увеличение концентраций алюминия, окисленного железа, натрия, калия и снижение - титана, закисного железа, магния и кальция от Белокурихинского массива к Айскому. Степень окисленности железа в указанном направлении увеличивается от 0,3 до 0,67.

Рис. 6. Поведение главных породообразующих элементов в зависимости от эрозионного среза массивов: Б - Белокурихинкий; А - Айский; Т - Теранджикский. Породные типы: 1 - монцогаббро;
2 - монцониты; 3 - граносиениты; 4 -граниты; 5 - лейкограниты

На диаграмме Mg - Na + K - Fe все породы эталона попадают в поле известково-щелочной серии и дают отчётливый тренд в сторону снижения магния и железа и одновременное увеличение суммы калия и натрия (рис. 7).

На диаграмме Na - Ca - K наблюдается закономерное изменение соотношения в составе салических компонентов от габброидов к гранитам и лейкогранитам в сторону увеличения Na и K за счёт снижения кальция и магния.

Cистема Ca - Mg - Fe примечательна тем, что соотношение этих компонентов в габброидах сохраняются в процессе эволюции габбро-гранитных серий и в кислых дифференциатах, поскольку происходит разбавление габбровой котектики гранитной [Ферштатер, 1987].

Это условие выполняется в золотоносных массивах островодужной известково-щелочной формации и выражается, по мнению В.Л. Хомичёва с соавторами, в совмещении или в небольшом разбросе фигуративных точек габбро, диоритов и гранитов, отмеченной для мартайгинского комплекса [Хомичёв, 1993]. В заключительных фазах становления белокурихинского эталона наблюдается тенденция непрерывного роста железа за счёт магния и кальция, выявляемого усреднённым трендом на диаграмме (рис. 5), что свойственно умеренно-щелочным магмам [Хомичёв, 2000].

Рис. 7. Тройные петрохимические диаграммы для пород Айского ареала. Породы ареала: 1 - габбро; 2 - диориты; 3 - монцогаббро; 4 - монцониты; 5 - меланосиениты; 6 - сиениты; 7 - граносиениты; 8 - монцодиориты; 9 - гранодиориты; 10 - граниты; 11 - лейкограниты; 12 - граниты умеренно-щелочные; 13 - лейкограниты умеренно-щелочные; 14 - лейкограниты умеренно-щелочные с флюоритом

Диаграмма CaO - MgO - Al2O3 (рис. 8), связывающая салические и мафические компоненты магматических горных пород, предложена Д.С. Штейнбергом [Штейнберг, 1988; Штейнберг, Ферштатер, 1968] и активно поддержана М.Л. Гельманом [Гельман, 1997]. Она позволяет судить об общих закономерностях эволюции состава магматитов. Выбор компонентов обусловлен ведущей ролью CaO, MgO, Al2O3 в составе породообразующих минералов, формирующих котектические расплавы и, показывающих эволюцию компонентов в ходе кристаллизационной дифференциации. Выявленные закономерности подтверждены наблюдениями в конкретных магматических системах над порядком кристаллизации минералов и последовательностью формирования различных серий пород [Штейнберг, 1988; Штейнберг, Ферштатер, 1968]. Так, замена магния железом, калия натрием почти не влияет на соотношениях мафических и салических минералов, на количество кварца в породе и т.д. Многие закономерности химического состава магматитов в проекции на треугольник
An - Ab - Or не зависят от количества кварца или нефелина в системе; они сохраняются в сериях базальт-риолит, базальт-трахит, базальт-фонолит и их интрузивных эквивалентах. Дальнейшее упрощение состава приводит в пределе к системе
CaO - MgO - Al2O3, которая позволяет особенно чётко выявить наиболее общие закономерности изменения состава изверженных пород и дать им генетическую интерпретацию. Составы пород на диаграмме позволяют проследить котектические пути эволюции от наиболее тугоплавких дунитов до габбро (от вершины MgO к стороне CaO-Al2O3) и далее от габброидов (нормальных и щелочных) до самых легкоплавких лейкогранитов (к вершине Al2O3). Диаграмма показывает различия двух главных рядов магматитов - нормального (известково-щелочного и толеитового) и щелочного (базальт-трахитового и базальт-фонолитового).

Рис. 8. Эволюционные тренды породных типов массивов Айского ареала на диаграмме CaO - Al2O3 - MgO: I, II, III - серии: толеитовая, известково-щелочная, субщелочная; Е1, Е2, Е3, Е4 - экспериментальные эвтектики. Эвтектики: Di-An, Di-An-Ab, An-Tn (Fo). Породные типы Айского ареала: 1 - габбро; 2 - диориты; 3 - монцониты; 4 - сиениты; 5 - гранодиориты; 6 - граниты; 7 - лейкограниты; 8 - лейкограниты умеренно-щелочные с флюоритом. Жирный пунктир - тренд породных типов Айского ареала

Диаграмма позволяет решить ряд генетических вопросов. Во-первых, фигуративная точка пикродолеритов (точка К) лежит в плоскости An-En (Fo) и соответствует избыточному по отношению к эвтектике (Е3-4) составу. Габбро-долерит (точка Л) находится в той же плоскости с другой стороны эвтектики симметрично к точке К. И от неё тренд пород белокурихинского комплекса следует строго параллельно котектической линии Di-Ab-An в сторону эвтектической точки Al2O3, совпадая с трендом промежуточным между субщелочной и известково-щелочной сериям в ранних фазах, а затем пересекает умеренно-щелочной тренд для пород заключительных фаз (рис.8). В целом диаграмма показывает, что тренд породных типов белокурихинского комплекса смещён в сторону щелочных пород (базальт-трахитового ряда) в сравнении с габбро-гранитным Синюхинским комплексом Горного Алтая [Гусев, 2003].

Соотношение тяжёлых, средних и лёгких РЗЭ хорошо просматривается на треугольной диаграмме (рис. 9). Диаграмма показывает однозначное преобладание лёгких РЗЭ над средними и тяжёлыми. Фигуративные точки составов РЗЭ образуют кучное расположение на диаграмме, где наиболее крайнее положение в сторону обогащения тяжёлыми РЗЭ показывают габброиды, а лейкограниты и диоритоиды ложатся в поле наибольшего обогащения лёгкими РЗЭ (рис. 9).

Рис. 9. Соотношение лёгких, средних и тяжёлых лантаноидов в породах Айского ареала. Породные типы: 1 - габброиды; 2 - диоритоиды; 3 - гранодиориты; 4 - граниты; 5 - лейкограниты; 6 - лейкограниты с флюоритом; 7 - дайки лампрофиров

Так как в состав айского ареала входят близкие по составу породы (монцониты, сиениты и т.д.), нами нанесены составы их на соответствующие дискриминационные диаграммы, предложенные различными исследователями для выделения шошонитовой серии интрузивов. В координатах К2О - SiO2 почти все породы попадают в шошонитовое поле, а по содержанию кремнекислоты растягиваются от абсарокитов до банакитов через шошониты (рис. 10).

На диаграмме К2О - Na2O большая часть составов белокурихинского комплекса также попадает в область шошонитов и незначительная часть в поле ультракалиевых пород (рис. 11).

По соотношениям редкоземельных элементов в породах айского ареала фигуративные точки также попадают в шошонитовое поле (рис. 12).

Рис. 10. Диаграмма K2O - SiO2 для пород шошонитовой серии Алтая. 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 [Peccerilo, Taylor, 1976]. Cерии пород: I - толеитовая; II - известково-щелочная; III - высоко-К известково-щелочная; IV - шошонитовая. Породы Горного Алтая (айский, теранджикский, тархатинский массивы): 1 - монцогаббро; 2 - монцониты; 3 - меланосиениты; 4 - сиениты; 5 - граносиениты; 6 - тоналиты; 7 - граниты; 8 - лейкограниты; 9 - лейкограниты с флюоритом. Дайки: 10 - шонкиниты; 11 - лампрофиры; 12 - лампроиты.

Рис. 11. Диаграмма К2О - Na2O для пород шошонитовой серии Алтая. Поля пород: I - ультракалиевые; II - шошониты; III - известково-щелочные [Turner, Arnard, 2001]. Породы Горного Алтая (айский, теранджикский, тархатинский массивы): 1 - монцогаббро; 2 - монцониты; 3 - меланосиениты; 4 - сиениты; 5 - граносиениты; 6 - тоналиты; 7 - граниты; 8 - лейкограниты; 9 - лейкограниты с флюоритом. Дайки: 10 - шонкиниты; 11 - лампрофиры; 12 - лампроиты

Рис. 13. Диаграмма f-L-OH/F в биотитах гранитоидов шошонитовой серии Горного Алтая: f - общая железистость биотитов (f = Fe + Mn/Fe + Mn + Mg); L - глинозёмистость биотитов (L = Al/Si + Al + Fe + Mg); OH/F - отношение гидроксильной группы к фтору в составе биотитов. Стандартные типы гранитоидов: М - мантийные СОХ, задуговых бассейнов  (в составе офиолитовых комплексов); I - мантийно-коровые островных дуг, трансформных, активных континентальных окраин, коллизионных обстановок; S - коровые и мантийно-коровые коллизионных обстановок и комплексов метаморфических ядер; SH- шошонитовый тип гранитоидов постколлизионных обстановок; А  мантийно-коровые и мантийные анорогенных обстановок (внутриконтинентальных рифтов, горячих точек, мантийных плюмажей, активизации кратонных стадий древних платформ). Породные типы гранитоидов белокурихинского комплекса: Айский массив:1 - сиениты, 2 - граносиениты, 3 - граниты, 4 - лейкограниты; Белокурихинский массив: 5 - гранодиориты, 6 - граниты, 7 - лейкограниты; Теранджикский массив: 8 - сиениты; Тархатинский массив: 9 - сиениты; Атуркольский массив: 10 - граниты.

На диаграмме А.Т. Хитрунова породы белокурихинского комплекса образуют разброс составов от I до S-типов гранитов с принадлежностью от натровой до калиевой серий (рис. 14).

Рис. 14. Диаграмма А.Т. Хитрунова для различных типов гранитоидов: I1, I2, S1, S2 - стандартные I и S типы и подтипы гранитоидов.  Cерии пород: K - калиевая; Na + K - натрий-калиевая; Na - натриевая. Породы Айского ареала: 1 - габбро; 2 - монцогаббро; 3 - диориты; 4 - монцониты; 5 - сиениты; 6 - граносиениты; 7 - монцодиориты; 8 - гранодиориты; 9 - граниты; 10 - лейкограниты; 11 - граниты умеренно-щелочные; 12 - лейкограниты умеренно-щелочные; 13 - лейкограниты умеренно-щелочные с флюоритом

Р. Батчелор и П. Боулдер для реконструкций палеогеодинамических обстановок формирования породных ассоциаций использовали широкий набор петрогенных компонентов, позволяющих объективно оценивать обстановки генерации гранитоидов. В координатах R1 - R2 тренд пород белокурихинского комплекса даёт широкий разброс: ранние фазы близки к островодужным обстановкам, более поздние фазы к позднеорогенным. Заключительные фазы близки к анорогенным, синколлизионным и посторогенным (рис. 15).

Рис. 15. Диаграмма R1 - R2 для пород айского ареала. Поля на диаграмме: I - мантийные плагиограниты, II-VII - гранитоиды островодужные (II), постколлизионных поднятий (III), позднеорогенные (IV), анорогенные (V), синколлизионные (VI), посторогенные (VII). Породы белокурихинского комплекса: 1 - габбро; 2 - монцогаббро; 3 - диориты; 4 - монцониты; 5 - сиениты; 6 - граносиениты; 7 - монцодиориты; 8 - гранодиориты; 9 - граниты; 10 - лейкограниты; 11 - граниты умеренно-щелочные; 12 - лейкограниты умеренно-щелочные; 13 - лейкограниты умеренно-щелочные с флюоритом.

На диаграмме La-Nb (рис. 16) большая часть пород белокурихинского эталона попадает в поле пород, производных литосферного источника, и только лейкограниты и лейкограниты с флюоритом близки к породам, производным астеносферного источника.

Рис. 16. Диаграмма La - Nb по [De Paolo Daley, 2000] для интрузивных пород айского ареала. Поля на диаграмме: Ast - поле лав, производных астеносферного источника, La/Nb от 0,6 до 0,9; Lit - литосферный источник, La/Nb>2. Фигуративные точки составов пород: 1 - габброиды; 2 - диоритоиды; 3 - гранодиориты; 4 - граниты; 5 - лейкограниты; 6 - лейкограниты с флюоритом; 7 - лампрофиры; 8 - сиениты; 9 - монцониты; 10 - граносиениты

На диаграмме Rb-Th-U-Ta-Zr-Ce-Sm-Y-Yb (рис. 17) показано положение пород из массивов и ареалов белокурихинского комплекса из различных тектонических блоков. Все породы (за исключением некоторых пород Горновского и Жерновского массивов) попадают в поле высоко-калиевого известково-щелочного и шошонитового магматизма (НКСА + SHO).

Приведенные данные по геологическому строению интрузий айского комплекса свидетельствуют о едином источнике формирования всех разновидностей пород. Ряд исследователей, изучая интрузивные образования Айского массива, пришли к выводу о формировании граносиенитовых расплавов в процессе анатектического плавления слабо метасоматизированных коровых субстратов [Крук, титов, 1998]. При этом констатируется автономность и генетическая разнородность базит-сенитовых и граносиенит-гранитовых породных групп. Наши данные свидетельствуют о едином источнике базитовых, монцонитоидных, сиенитовых и гранитовых разностей, произошедших в результате дифференциации единой щелочной мантийной базальтовой магмы в глубинном очаге. Такое единство просматривается не только в сходных и закономерных изменениях петро-геохимических характеристик всего набора пород, но и по данным изотопов стронция и неодима (рис. 19), указывающих на близость к единому мантийному источнику обогащённой мантии типа EM II. Соотношение изотопов стронция (87Sr/86Sr) в породах айского комплекса варьируют от 0,7052 до 0,7068 [Крук, Титов, 1998], также указывают на ювенильный мантийный источник родоначальной магмы и контаминацию корового материала.

Рис. 17. Диаграмма Rb-Th-U-Ta-Zr-Ce-Sm-Y-Yb для массисов и ареалов айского ареала Алтая и Салаира. Поля на диаграмме: в прямоугольном поле - Pre-Coll - доколлизионного известково-щелочного магматизма; в поле слева вверху - НКСА + SHO - высоко-калиевого известково-щелочного и шошонитового магматизма; в поле справа внизу - ALK - щелочного магматизма. Ряд 1 - три нижних - тархатинский, вверху - керсантит чуйского к-са с Аюты; ряд 2 - белокурихинский ареал; ряд 3 - Горновской и Жерновской массивы; ряд 4 - Еландинский массив; ряд 5 - Айский массив

Формирование лейкогранитов с флюоритом заключительной фазы внедрения изученных массивов связано с эманационной дифференциаций и дегазацией фельзических выплавок, максимально обогащённых и пересыщенных летучими компонентами. Образование низкотемпературных расплавов, пересыщенных летучими компонентами, создаёт благоприятные условия для отделения от них относительно низкотемпературных флюидов, заметно обогащённых элементами, тесно связанными с переносом в виде соединений, содержащих фтор (Sn, Ta, Nb, Rb, Li, W, Be, Mo и другие).

Флюидный режим магматических образований характеризовался обилием различных летучих компонентов, и в первую очередь, фтором, водой, бором, фосфором. Экспериментальные данные по изучению кислых расплавов [Коваленко, 1974], показали, что гранитные магмы, насыщенные водой и фтором, не заканчивают кристаллизацию при температуре солидуса обычных гранитов, а продолжают свою эволюцию на 150-200 С ниже и становятся «низкотемпературными» расплавами, которые кристаллизуются при температуре 575 ± 25 С (при давлении в 1000 атм). Наши данные по завершающим фазам айских лейкогранитов с флюоритом близки к оговариваемым параметрам.

Условия накопления летучих компонентов и связанных с ними рудных и редких элементов в потенциально рудоносных магматических системах коррелируются с соотношениями в них летучих компонентов и их окислительно-восстановительных потенциалах. Показателем последних является фугитивность кислорода. Реставрация численных значений фугитивности кислорода в магматических расплавах изучаемого комплекса проведена на основе анализа содержаний кислорода в биотитах в позиции (ОН, F). Для олова и других редких элементов наиболее вероятной формой переноса являются комплексные соединения типа Sn(OH,F)2-. В аналогичных формах переносятся тантал, ниобий и другие элементы. Следовательно, повышенные концентрации фтора в биотитах в позиции (OH, F) должны рассматриваться как важный критерий оловоносности и редкометалльности гипабиссальных интрузий. Такие условия и существуют для биотитов интрателлурической фазы. Содержания фтора в биотитах умеренно щелочных лейкогранитов с флюоритом достигают 4 и более процентов. Максимально высокий индекс редкометалльности (см. табл. 3) также указывает на потенциальную рудоносность заключительных фаз становления (лейкограниты с флюоритом), приближающийся по своим значениям к индексу редкометалльности плюмазитовых редкометалльных лейкогранитов.

Образование флюорита в лейкогранитах связано с обогащёнными фтором флюидами позднемагматической стадии. Обогащённость фтором обусловлена эманационной дифференциацией в магматическом очаге. Известно, что концентрации РЗЭ во флюоритах и отношения некоторых лантаноидов являются хорошими показателями геохимической обстановки кристаллизации минерала и вмещающей породы. Нами проанализировано несколько монофракций флюоритов на РЗЭ (табл. 4).

Следует отметить, что спектры РЗЭ во флюоритах отличаются довольно значительными концентрациями почти всех элементов, вероятно, обусловленных процессами эманационной дифференциации, в которых существенную роль играли лиганды фтора на позднемагматической стадии. Отмечается слабо обогащённый спектр распределения лёгкими РЗЭ (La/YbN = 3,5-5,1). При эманационной дифференциации не происходило заметного деплетирования лёгкими РЗЭ, как это имеет место при взаимодействии флюид/порода в процессе кристаллизационной дифференциации. Эманационная природа дифференциации, вероятно, обусловила и повышенные относительные концентрации тербия и отношения тербия к лантану
(от 0,16 до 0,21). Аналогичные отношения Tb/La в первичных флюидах без эманационной дифференциации составляют в пределах первых сотых, являющихся индикатором степени фракционирования флюида [Subtas et. All., 1995]. Вероятно, эманационной дифференциации обязаны и сравнительно низкие отношения иттрия к гольмию (1,72-2,17), в то время как в гидротермальных флюоритах такое отношение составляет 50-200 [Bau, 1995], тем самым, указывая на относительно слабый фракционированный характер магматогенного флюида в период эманационной дифференциации.

На диаграмме (рис. 18), отражающей спектры распределения РЗЭ во флюоритах лейкогранитов, наблюдаются позитивные аномалии европия и тербия. Модель распределения РЗЭ имеет выпуклый характер и вызвана тетрадным эффектом фракционирования M-типа по А. Масуда и др. [Masuda , 1997].

Таблица 4 Концентрации РЗЭ (г/т) во флюоритах лейкогранитов фазы (Верхне-Айский, Типешкинский массивы)

Элементы
и отношения

Номера проб

5995

5998

5601

La

81

76

74

Ce

67

63

61

Pr

12

11

11

Nd

22

24

21

Sm

13

11

10

Eu

12,4

13,7

14,2

Gd

17

19

22

Tb

12,6

14,8

15,3

Dy

23,5

25,8

27,6

Ho

7,8

9,6

11,4

Er

15,2

16,7

18,8

Tm

2,2

2,6

3,1

Yb

10,7

12,8

14,3

Lu

1,52

1,78

2,04

Y

16,9

17,4

19,7

Tb/La

0,16

0,19

0,21

Y/Ho

2,17

1,81

1,72

La/YbN

5,1

4,0

3,5

Примечание. Анализы выполнены методом ICP-ms в лаборатории ИМГРЭ (г. Москва).

Рис. 18. Спектры распределения РЗЭ во флюоритах из лейкогранитов. Концентрации РЗЭ нормированы по хондриту [Taylor , 1995]. Флюориты из лейкогранитов: 1 - Айской интрузии, 2 - Типешкинской интрузии

Величины тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ во флюоритах из лейкогранитов варьируют от 1,25 до 1,32, коррелирующиеся со значениями отношений иттрия к гольмию и лантана к лютецию. Позитивная аномалия европия колеблется от 2,55 до 2,87 (табл. 5).

Таблица 5 Отношения некоторых РЗЭ и значения тетрадного эффекта в флюоритах из лейкогранитов Айского ареала

Отношения элементов

Флюорит
из лейкогранитов, Айский массив

Флюорит
из лейкогранитов, Айский массив

Флюорит
из лейкогранитов, Типешкинский массив

Y/Ho

2,16

1,81

1,73

Eu/Eu*

2,55

2,87

2,83

La/Lu

53,28

42,69

36,27

TE1..3

1,32

1,28

1,25

Примечание. ТЕ1,3 - тетрадный эффект по В. Ирбер (1999). Eu* = (SmN + GdN)/2.

Анализ изотопов стронция и неодима показывает, что все породы комплекса образуют единый ряд дифференциатов от монцогаббро до лейкогранитов и сиенитов (табл. 6). На диаграмме Sr(t) - Nd(t) cоотношения указанных изотопов образуют линейный тренд составов от монцогаббро до граносиенитов и лейкогранитов (см. рис. 19) и локализуются вблизи обогащённого мантийного источника типа EM II.

Рис. 19. Диаграмма Sr(t) - Nd(t) для пород айского ареала. Типы мантии по Зиндлеру и Харту [10]: EM I и EM II - обогащённая мантия типов I и II; PREMA - примитивная мантия; HIMU - мантия с высоким изотопным уран-свинцовым отношением. Интрузивные породы Айского комплекса: 1 - сиениты, 2 - граносиениты, 3 - умеренно-щелочные граниты, 4 - лейкограниты 4 фазы с флюоритом; 5 - меланосиенит; 6 - монцогаббро; 7 - монцонит

Таблица 6 Значения параметров (Nd)t и (Sr)t для пород айского интрузивного комплекса

Породы и фазы внедрения

(Nd)t

(Sr)t

Монцогаббро 1 фазы

1,96

31,3

Монцонит 1 фазы

1,99

31,2

Меланосиенит 1 фазы

2,15

30,4

Сиениты 2 фазы*

2,13

29,73

Сиениты 2 фазы

2,12

28,27

Граносиениты 2 фазы*

2,93

12,83

Граносиениты 2 фазы*

2,93

20,94

Умеренно-щелочные граниты 3 фазы*

2,90

23,0,5

Умеренно-щелочные граниты 3 фазы*

2,72

21,14

Лейкограниты 4 фазы*

2,94

20,37

Лейкограниты 4 фазы

2,93

22,34

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории ИГЕМ РАН (г. Москва). Анализы, помеченные * заимствованы из работы Н.Н. Крук, А.В. Титова и др. [1998].

Невысокие значения первичных отношений изотопов Sr (0,7052-0,7068) и положительные значения величины (Nd)t (2,13-2,94) позволяют исключить участие зрелых коровых субстратов в магмогенерации.

Приведенные материалы позволяют связывать образование крупной Айской плутонической ассоциации пород в триасовое время с дифференциацией магматического очага в условиях рифтогенного растяжения, вызванного функционированием Сибирского суперплюма [Гусев, Гусев, 2005]. В Салаире шошонитовые гранитоиды образуют Горновской ареал монцонит-граносиенит-гранит-лейкогранитовый ареал шошонитовой серии пород. Изученные массивы гранитоидов относятся к жерновскому монцонит-граносиенит-гранит-лейкогранитовому мезоабиссальному комплексу (Р21z). В пределах Салаирского Кряжа породы указанного комплекса имеют широкое распространение и представлены наиболее крупными интрузивными массивами, объединенными в несколько ареалов. Исследуемые массивы входит в состав южного ареала - Горновского. Здесь закартировано пять интрузивных массивов - Горновский, Еландинский (или Яминский), Бийский (Луговской), Чемровский и Воеводский, контролируемые Яминским глубинным разломом (рис. 20). Массивы почти полностью перекрыты чехлом рыхлых образований и изучены по единичным обнажениям и керну картировочных скважин. Степень изученности массивов неравномерная. Наиболее полно изучены Еландинский и восточная часть Горновского массивов. Западная половина Горновского массива, Луговской, Чемровский и Воеводский массивы вскрыты единичными скважинами и оконтурены, в основном, по геофизическим данным. В северной части Горновского массива имеется несколько обнажений, а также карьеров по отработке крошки гранитов для отсыпки дорог. Уран-свинцовым датированием по циркону для лейкогранитов Еландинского массива получена цифра 249,8 ± 1,2 млн лет. В то же время для лейкогранитов Горновского массива по данным А.Г. Владимирова, В.В. Крука и других (2002) получена цифра 373,1 ± 2,1 млн лет, указывающая на то, что в составе Горновского массива пристутсвуют позднедевонские лейкограниты.

Рис. 20. Схема размещения массивов Горновского ареала: 1 - лейкограниты с флюоритом 5 фазы внедрения; 2 - лейкограниты 4 фазы внедрения; 3-граниты 3 фазы; 4 - граносиениты 3 фазы; 5 - гранодиориты 2 фазы; 6 - монцониты, монцодиориты первой фазы; 7 - разломы; 8-проявления олова и вольфрама

Формы тел преимущественно грибообразные со штокообразными, сужающимися с глубиной корневыми частями. В плане - округлые, слабо вытянутые в северо-восточном направлении. Горновский массив имеет два подводящих канала и соединяется с Чемровским массивом, не выходящим на палеоповерхность субгоризонтальным штоком установленным по расчетному геофизическому профилю. Контакты тел преимущественно крутые, выполаживающиеся с глубиной. Северная часть Бийского массива в виде клина полого погружается в северо-западном направлении с постепенным выклиниванием.

Размеры тел неодинаковы. Наиболее крупным является Горновский массив, площадь выхода которого на погребенной поверхности палеорельефа составляет более 712 км2 и может классифицироваться как батолит. Площади других массивов составляют от 64 (Еландинский массив) до 130 км2 (Воеводский массив).

Еландинский массив прорывает и метаморфизует породы маслянинской толщи позднедевонско - раннекарбонового возраста, чебуринской свиты позднекембрийско-раннеордовикского возраста и шалапского меланжевого комплекса, в том числе и серпентинитовой его составляющей. Все другие массивы внедрены в тектонический аллохтон сложенный вулканогенно-осадочными породами чебуринской свиты позднекембрийско - раннеордовикского возраста.

Контактовые изменения наиболее детально изучены на Яминском поисковом участке в экзоконтакте Еландинского массива. Здесь контактовому воздействию подвержены вулканогенно-осадочные породы мартыновской толщи и образования шалапского полимиктового меланжевого комплекса. Ширина полосы контактового воздействия до 1 км. В экзоконтактах массивов развиты роговики амфибол-роговиковой (силлиманитовая и андалузитовая субфации) и мусковит-роговиковой фаций. Из гидротермальных изменений наиболее широко проявлено окварцевание в виде мелких зон с убогой сульфидной минерализацией и маломощных непротяженных жил, а также кварц-турмалиновых метасоматитов. Кроме того турмалинизация широко проявлена в зоне ороговикования и за ее пределами, образуя ореол тонкой рассеянной минерализации шириной до 3-5 км.

Экзоконтактовые породы Горновского, Чемровского и Луговского массивов представлены биотитовыми, амфибол-биотитовыми и мусковитовыми роговиками. Ширина полосы ороговикования достигает 0,7-1 км. Несколько расширяясь при выполаживании контактов. Экзоконтактовые роговики не характеризуются повышенной магнитностью, в то время как эндоконтактовые части массивов нередко обогащены рассеянной магнетитовой минерализацией.

Тектоническая нарушенность интрузивных тел неодинакова и зависит от их близости к полосе шалапского меланжевого комплекса и крупным тектоническим нарушениям. Наиболее нарушенными являются Еландинский и Воеводский массивы, разбитые на крупные тектонические блоки. Интенсивный катаклаз и грубая рассланцовка наблюдаются в северной части Горновского массива, приуроченной к субширотной зоне Хомутинского сброса. Повышенная нарушенность массива, вплоть до появления милонитов, наблюдается в его восточном контакте в зоне Яминского глубинного разлома.

Массивы жерновского комплекса хорошо выражены в геофизических полях. На карте остаточных аномалий силы тяжести им соответствуют интенсивные отри­цательные значения (до -8 - -10 мгл в эпицентрах). Исключением является Воеводский массив, который проявлен седловиным понижением в поле остаточных аномалий, что свидетельствует, по-видимому, о его «безкорневом» характере.

В аэромагнитном поле массивы сопровождаются дифференцированными значениями магнитности от -1 до +10 мэ. Максимальные значения наблюдаются в крайних приконтактовых зонах массивов в виде узких линейных аномалий. Они отмечаются в восточной части Еландинского и Горновского массивов и в южной части Бийского массива. Для Воеводского массива характерно повышение магнитности от периферии к его центру, причем здесь отмечены максимальные значения для комплекса. Чемровский массив, также как и большая часть Горновского массива характеризуется спокойным аэромагнитным полем интенсивностью -1 - +1 мэ.

По имеющимся петрохимическим и петрографическим материалам гранитоиды жерновского комплекса подразделяются на 5 фаз внедрения:

Первая фаза представлена кварцевыми монцонитами, монцодиоритами, и редко кварцевыми диоритами. Вторая фаза - гранодиоритами. Третья фаза - умеренно-щелочные меланограниты (адамелиты), граниты и граносиениты. Четвертая фаза - биотитовые лейкограниты. Пятая фаза - лейкограниты с флюоритом.

Кварцевые монцониты и монцодиориты розовато-серые, средне - крупно зернистые, массивные. Структура: гипидиоморфнозернистая с элементами пойкилитовай, монцонитовой. Отмечаются порфировидные разности. Размер зерен слагающих минералов от 0,8 до 2,5 мм. Минеральный состав кварцевых монцонитов: калиевый полевой шпат 27-35 %, плагиоклаз 45-60 %, роговая обманка 0-15 %, кварц 10 %. Роговая обманка по составу отвечает переходной разности между эденитом и обыкновенной роговой обманкой (табл. 7). Акцессорные минералы: апатит, сфен, магнетит и редко циркон. Калиевый полевой шпат пелитизирован, наблюдается слабо выраженная пятнистая микропертитовая структура.

Таблица 7 Представительные анализы темноцветных минералов из пород Горновского массива (мас. %)

Компоненты

Клинопироксен (Монцодиорит)

Амфибол (Граносиенит)

Амфибол (Нордмаркит)

Биотит (Гранит умеренно-щелочной)

Биотит (Лейкогра-нит)

Биотит (Лейкогранит с флюоритом)

SiO2

50,87

38,54

45,10

36,78

36,96

39,21

TiO2

0,53

1,69

1,11

3,95

2,21

1,71

Al2O3

2,05

12,06

7,61

12,94

16,92

11,42

Fe2O3

5,45

13,55

5,72

12,05

9,35

8,42

FeO

4,47

6,98

10,02

13,10

10,0

6,02

MgO

11,40

8,11

11,99

8,07

9,85

12,90

MnO

0,61

0,66

0,72

0,47

0,6

1,83

CaO

22,10

10,55

11,59

0,01

0,01

0,33

Na2O

0,96

2,01

2,67

0,22

0,23

0,23

K2O

0,02

2,35

1,15

9,11

9,46

9,65

F

0,36

1,08

1,45

1,50

2,11

4,31

Cl

0,02

0,07

0,12

0,14

0,17

0,08

H2O+

0,05

0,55

1,25

1,39

2,08

2,95

Сумма

98,89

98,20

100,5

99,93

99,95

98,98

Минеральный состав монцодиоритов: калиевый полевой шпат - 27-35 %, плагиоклаз - 37-42 %, биотит - до 10 %, роговая обманка - до 18 %, в единичных шлифах моноклинный пироксен (до 20 %), по составу отвечающий диопсиду (табл. 8). Акцессорные минералы (сфен, циркон, апатит, рудный) - 1 %. Модель распределения РЗЭ отвечает умеренному типу фракционирования (отношения лантана к иттербию составляют 21,6). Они также характеризуются наиболее высокой суммой концентраций РЗЭ из всех пород Горновского массива и отсутствием европиевой аномалии (табл. 8).

Таблица 8 Содержания петрогенных компонентов (мас. %), редких и редкоземельных элементов (ppm) в породах Горновского массива (P2T1).

n/n

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

SiO2

74,91

75,33

75,65

69,45

74,11

58,40

68,18

66,07

70,31

74,95

76,75

TiO2

0,18

0,14

0,15

0,42

0,22

0,75

0,43

0,42

0,42

0,18

0,11

Al2O3

13,07

13,06

12,88

14,84

12,64

17,81

15,37

17,76

14,08

12,48

12,98

Fe2O3

2,79

2,39

2,51

3,98

2,86

5,98

3,94

2,05

3,19

2,36

0,73

MnO

0,06

0,04

0,03

0,04

0,05

0,12

0,07

0,04

0,06

0,03

0,04

MgO

0,37

0,20

0,19

1,51

0,59

2,44

1,52

0,49

1,10

1,79

0,15

CaO

1,03

0,75

0,80

1,82

1,40

3,84

2,64

0,54

2,65

1,16

0,32

Na2O

3,20

3,63

3,08

4,24

3,03

3,50

3,88

5,53

3,82

3,30

4,10

K2O

4,09

4,57

4,44

3,88

4,87

5,08

3,85

5,76

3,02

3,32

3,98

H2O

0,04

0,04

0,04

0,50

0,50

1,25

0,09

0,10

0,58

0,52

0,07

P2O5

0,03

0,03

0,03

0,01

0,08

0,38

0,16

0,33

0,05

0,07

0,10

Сумма

99,77

100,18

99,80

100,69

100,35

99,55

100,13

99,09

99,23

100,16

99,97

Cs

0,1

3,2

1,8

4,5

8,2

2,9

3,5

5,3

2,4

3,3

2,0

Rb

218

255

215

171

175

89

113

165

107

156

180

Sr

148

65

98

665

104

2021

1209

875

1063

622

10

Y

36,5

55,0

40,0

4,2

28,0

3,2

7,7

12,1

9,6

7,7

16,0

Zr

108

81

108

282

147

434

280

309

221

119

220

Nb

5,9

4,7

3,5

2,1

4,3

7,5

1,2

3,8

3,2

3,4

88

Ba

320

70

170

770

380

2700

1100

987

1100

590

25

La

19,70

15,6

19,30

39,50

26,20

57,90

58,90

55,6

47,00

19,40

3,3

Ce

33,20

26,50

30,90

58,00

44,60

100,80

92,40

88,7

69,30

30,00

37

Nd

15,50

12,50

13,70

23,60

21,20

48,90

40,20

33,5

28,20

12,90

9,0

Sm

3,50

2,80

2,95

4,70

4,80

11,30

8,50

7,8

5,67

2,70

7,0

Eu

0,38

0,30

0,32

0,84

0,57

3,15

1,50

1,57

1,44

0,72

0,14

Gd

2,36

2,78

2,37

3,10

3,54

7,67

4,00

4,5

5,00

2,40

1,0

Tb

0,47

0,56

0,47

0,44

0,63

1,12

0,62

0,7

0,73

0,37

0,91

Yb

2,84

3,56

2,94

0,58

2,30

1,81

1,21

1,3

1,18

0,65

1,5

Lu

0,460

0,58

0,480

0,074

0,350

0,240

0,164

0,17

0,160

0,090

0,2

Hf

0,04

3,3

3,4

5,1

3,8

11,0

4,9

3,9

4,6

3,3

4,6

Ta

0,9

1,0

1,1

0,7

0,9

0,5

0,6

0,55

0,6

0,5

4,8

Th

0,12

31,6

26,2

21,5

14,4

8,0

17,1

18,2

15,6

17,8

49

La/YbN

4,7

3,0

4,4

45,9

7,7

21,6

32,8

31,7

26,9

20,1

1,38

Eu/Eu*

0,4

0,3

0,4

0,6

0,4

1,0

0,7

0,72

0,8

0,8

0,005

∑РЗЭ

78,41

65,18

73,43

130,83

104,19

232,89

207,49

193,85

158,68

69,23

59,14

Примечание: 1, 5, 10 - лейкограниты, 2 - аплитовидные лейкограниты, 3 - пегматоидные лейкограниты, 4, 7 - адамеллиты , 6 - кварцевые монцодиориты, 8  нордмаркиты, 9 - граниты, 11 - лейкограниты с флюоритом. Анализы выполнены в АЦ ОИГГМ СО РАН (г. Новосибирск). Нормализация некоторых РЗЭ проведена относительно концентраций в хондрите по [Anders, Greevese, 1989].

Меланограниты крупно-среднезернистые с гипидиоморфнозернистыми гранитовыми структурами в, разной степени катаклазированные. Минеральный состав меланогранитов: плагиоклаз (альбит-олигоклаз) 25-30 %, калиевый полевой шпат (микроклин-пертит) 27-35 %, кварц 25-30 %, биотит 10-12 %. Плагиоклаз, альбит-олигоклаз удлиненно-призматический, иногда незначительно серицитизированный, а по краям зерен альбитизированный. Микроклин-пертит обычно свежий, редко слабо пелитизированный. Нередко в нем содержатся вростки кварца, плагиоклаза, биотита. Характерны порфировидные выделения микроклин-пертита таблитчатой формы размером до 51020 мм. Кварц, как правило, сильно трещиноват, раздроблен, обладает резко выраженным волнистым и блоковым угасанием. Темноцветные минералы представлены биотитом. Крупные и мелкие листочки биотита изогнуты, расщеплены, часто содержат в себе мелкий короткостолбчатый апатит и игольчатый рутил. По составу относится к ряду истонит-сидерофиллит (см. табл. 7). Акцессорные минералы - апатит, сфен, магнетит, реже пирит, а в единичных случаях - ортит. Редкоземельные элементы в меланогранитах и адамеллитах показывают высоекую степень дифференцированности - нормированные к хондриту отношения (La/Yb)N варьируют от 32,8 до 45,9 (см. табл. 8).

Граносиениты массивные неравномернозернистые порфировидные и порфировые состоят из крупных и более мелких зерен пелитизированного микроклин-микропертита (30-50 %), олигоклаз-андезина (25-30 %) часто включенного в калишпат, кварца с волнистым угасанием (20-25 %) и мелких чешуй биотита (1-5 %). Переходы от меланогранитов к граносиенитам постепенные. По характеру зернистости и структурно-текстурным особенностям породы практически не отличаются.

Нордмаркиты розовато-серой окраски, массивные, местами гнейсоватые. Микроструктура гипидиоморфнозернистая. Минеральный состав характеризуется преобладанием микропертиового полевого шпата (70-75 %), кварца (15-20 %), эгирин-авгита (3-4 %), амфибола (3-5 %), редко биотита (1-2 %). Акцессорные минералы: апатит, сфен, пирит, циркон, ортит.

Биотитовые граниты серые и розовато-серые массивные средне- крупнозернистые с гипидиоморфнозернистой гранитовой структурой. Сложены они призматическим альбит-олигоклазом (30-40 %), микроклин-пертитом (30-40 %), кварцем
(25-30 %), биотитом (5 %). Изредка отмечается зеленая роговая обманка (до 1-2 %) Акцессорные минералы - апатит, магнетит до 1 %. Они характеризуются сравнительно меньшей суммой РЗЭ, чем породы первой и второй фаз внедрения, повышенной дифференцированностью РЗЭ и слабо выраженной европиевой отрицательной аномалией (см. табл. 8).

Лейкограниты 4 фазы внедрения розовато-серые и светло-серые биотитовые массивные неравномернозернистые. Вблизи контакта лейкогранитов с биотитовыми гранитами - порфировидные. Редко отмечаются участки пойкилитовых структур. Состав: микроклин-пертит - 25-40 %, кварц - 30-40 %, альбит-олигоклаз -
30-35 %, биотит - 1-3 %, редко встречается мусковит. Присутствуют микрографические сростки кварца и калишпата размером до 2 мм. Биотит по химическому составу относится к ряду истонит-сидерофиллит. Акцессорные минералы - апатит, магнетит, ортит, циркон. Характеризуются небольшой суммой РЗЭ и явной отрицательной аномалией по европию (см. табл. 8).

Лейкограниты с флюоритом 5 фазы розовато-желтоватой окраски аналогичны лейкогранитам 4 фазы, но отличаются от них наличием микропегматоидных структур, а также миароловых пустот с флюоритом, биотитом, редко шеелитом, сульфидами. В спектре РЗЭ наблюдается резкая европиевая отрицательная аномалия при небольшом фракционировании. При этом сумма РЗЭ из всех пород в лейкогранитах с флюоритом самая низкая (см. табл. 6). По концентрациям бария, стронция, повышенной бороносности породы Горновского ареала относятся к шошонитовой серии и весьма близки к породам айского ареала [Емельянова, Гусев, 2005].

На диаграмме K2O - Na2O породы горновского ареала локализуются в поле шошонитовой серии (рис. 21).

Рис. 21. Диаграмма К2О - Na2O для пород шошонитовой серии горновского ареала Салаира. Поля пород: I - ультракалиевые, II - шошониты, III- известково-щелочные. Породы жерновского комплекса: 1 - кварцевые монцодиориты, 2 - монцониты, 3 - гранодиориты, 4 - граниты, 5 - адамеллиты, 6 - нордмаркиты, 7 - лейкограниты

На диаграмма Rb-Th-U-Ta - Zr-Ce-Sm-Y-Yb (см. рис. 15) породы горновского ареала попадают в поле шошонитовой серии.

Изотопия стронция и неодима по породным типам горновского ареала приведена в табл. 9. Характерны низкие значения (Nd)t и высокие (Sr)t..

Таблица 9 Значения параметров (Nd)t и (Sr)t для пород луговского интрузивного массива

Породы и фазы внедрения

(Nd)t

(Sr)t

Кварцевые монцодиориты

1,95

31,3

Кварцевые монцодиориты

1,93

30,2

Нордмаркиты

2,11

29,71

Граниты умеренно-щелочные

2,69

21,12

Лейкограниты

2,93

22,31

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории ИГЕМ РАН (г. Москва).

На диаграмме (Nd)t - (Sr)t все породные типы Горновского ареала тяготеют к мантийному источнику тип EM II (рис. 22).

Рис. 22. Диаграмма Sr(t) - Nd(t) для пород горновского ареала. Типы мантии по Зиндлеру и Харту [Zindler, Hart, 1986]: EM I и EM II - обогащённая мантия типов I и II; PREMA - примитивная мантия; HIMU - мантия с высоким изотопным уран-свинцовым отношением. Интрузивные породы жерновского комплекса: 1 - кварцевые диориты, 2 - нордмаркиты, 3 - умеренно-щелочные граниты, 4 - лейкограниты

В связи с тем, что в породах Горновского массива дифференциация РЗЭ проявлена не равномерно, а наибольший интерес в отношении рудоносности представляют заключительные фазы внедрения в интрузиях шошонитовой серии, рассмотрим более детально поведение лантаноидов в лейкогранитах 4 и лейкогранитах с флюоритом 5 фазы внедрения. В спектре распределения РЗЭ (рис. 23) наблюдается близкое и согласованное распределение элементов, а характер кривой (выгнутой) указывает на М-тип тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ.

Рис. 23. Спектры распределения РЗЭ в лейкогранитах 4 и 5 фаз внедрения Горновского массива. Концентрации РЗЭ нормированы по хондриту [Anders, Greevese, 1989]. 1 - лейкограниты 4 фазы, 2 - лейкограниты с флюоритом 5 фазы внедрения

Весьма изрезанная кривая распределения РЗЭ указывает на значительные величины тетрадного эффекта в лейкогранитах массива. Расчеты величины последнего по [Irber, 1999] показали, что его значения увеличиваются от лейкогранитов 4 фазы к лейкогранитам 5 фазы внедрения (от 1,38 до 1,73) (табл. 10). Параллельно с этим происходит увеличение отношений Zr/Hf, Sr/Eu и уменьшение почти на порядок значения отношений Eu/Eu* в породах заключительной фазы.

Таблица 10 Отношения некоторых РЗЭ и значения тетрадного эффекта

Отношения элементов

Лейкограниты 4 фазы

Лейкограниты с флюоритом 5 фазы

Y/Ho

133,3

76,19

Eu/Eu*

0,03

0,005

La/Lu

74,8

16,5

Zr/Hf

42,7

47,8

Sr/Eu

46,1

71,4

TE1,3

1,38

1,73

Примечание. ТЕ1.3 - тетрадный эффект по В. Ирбер [Irber, 1999]. Eu* = (SmN + GdN)/2.

Поведение отношений Y/Ho и La/Lu имеет обратный характер. С увеличением величины тетрадного эффекта происходит снижение указанных отношений (табл. 9).
Как видно из приведенных фактов, тетрадный эффект сопровождается изменением поведения при фракционировании и других элементов, получивших название не характерным поведением по [Bau, 1996:, London, 1987]. Такое поведение наблюдается в высоко эволюционировавших магматических системах, которые обогащены H2O, CO2, а также такими элементами, как Li, B, F, Cl. Анализируемые системы могут считаться переходными от чистых силикатных расплавов к водным флюидным [Bau, 1996; London, 1987].

Анализ поведения редких элементов, фтора и значений редкометалльного индекса показывает, что от ранних фаз внедрения к заключительным происходит закономерное их изменение с увеличением концентраций олова, вольфрама и редкометалльного индекса в лейкогранитах с флюоритом (до 58142,8) (табл. 11). Полученные значения редкометалльного индекса весьма близки к таковому в рудоносных латитовых сериях.

Таблица 11 Концентрации редких элементов и значения редкометалльного индекса  в породах Горновского массива (F в %, остальные элементы в г/т)

Породы

F

Li

Rb

Sr

Ba

Sn

Be

W

F(Li + Rb)

(Sr + Ba)

Монцониты

0,05

20,8

105

2710

1980

2

8,1

1,5

13,4

Монцодиориты

0,06

22,3

115

1250

1120

2,4

6,3

1,8

34,7

Диориты

0,09

28,4

120,5

970

850

2,7

6,0

1,7

73,63

Гранодиориты

0,15

35,2

134,8

480

410

5,2

5,0

3,3

286,5

Кварцевые сиениты

0,11

20,0

110

7250

1970

6,8

4,0

3,2

15,5

Граносиениты

0,12

28,6

80,3

750

805

6,7

6,5

4,7

84,0

Граниты

0,18

52,0

150

290

340

7,1

5,5

8,3

577,1

Лейкограниты

0,25

10,5

170

30

50

11,2

7,0

10,1

5640,6

Лейкограниты
с флюоритом

1,10

15,0

180

10

25

20,6

1,2

18,7

58142,8

Следовательно, приведенные параметры гранитоидов, закономерные изменения признаков рудоносности, повышенные содержания летучих компонентов, и особенно, фтора, бора и других указывают на потенциальную рудоносность изученных массивов. В пределах Яминского участка Еландинского массива обнаружено проявление олова, связанное с кварцевыми жилами и вкрапленностью касситерита, халькопирита, висмутина, пирита. Местами такие жилы сопровождаются грейзенизацией. В таких случаях появляются мусковит, цинвальдит, турмалин, берилл, пирротин, воллфрамит, арсенопирит, молибденит. Содержание олова в кварцевых жилах варьируют от 0,1 до 0,45 %. В кварцево-грейзеновых жилах помимо касситерита. Отмечается станнин и содержание олова варьирует от 0,3 до 0,9 %. В лейкогранитах этого же массива обнаружены зоны сульфидизации с медно-цинковым оруденением, а также кварцевые жилы со свинцово-серебряным оруденением. Намечаются две основные стадии минерализации - ранняя кварц-цинвальдитовая с касситеритом и более поздняя - кварц-сульфидная с преобладанием сфалерита. Температуры гомогенизации оловоносного кварца ранней стадии 345-350 С, а более поздней -
кварц-сульфидной - 210 С.

В пределах Горновского массива в области развития лейкогранитов с флюоритом обнаружено проявление кварц-шеелитового типа с вкрапленностью шеелита, халькопирита, пирита, бисмутита. При бурении скважин в шламе установлены касситерит, пирит, халькопирит. С восточной частью Горновского массива совпадают шлиховые ореолы касситерита, а также первичные геохимические ореолы олова (0,0012 %), сурьмы (0,2 %), меди (0,05-0,3 %), свинца (0,03-0,4 %), цинка (0,01-0,3 %), приуроченные к контактовым роговикам и кварц-турмалиновым метасоматитам. К экзоконтакту Горновского массива приурочены кварцевые проявления со свинцово-серебряным орудененим. Следует отметить, что области распространения гранитоидов Горновского ареала сопровождаются многочисленными источниками с повышенными концентрациями серебра (Бехтемирский, Малоенисейский, Боровой, Луговской, Воеводский, Верхне-Шубинский, Чемровский и другие источники), обладающие оптимальными бальнеологическими свойствами.

В Рудном Алтае шошонитовые гранитоиды ранее относились к синюшинскому комплексу. Здесь изучен Саввушинский интрузивный массив. Шошонитовые гранитоиды контролируются долгоживущими разрывными нарушениями Северо-Восточной зоны смятия и локализуется в пределах сопряженных частей Рудно-Алтайской СФЗ (массивы: Саввушинский и Волчьи Шкили), Чарышского блока (Синюшинский, Угловой массивы) и Коргонского наложенного прогиба (Тигерекский, Коровихинский, Убино-Белореченский массивы). В составе комплекса выделяются три фазы внедрения:

1) кварцевые сиениты, граносиениты, гранодиориты и меланограниты (5 %);

2) биотитовые и роговообманково-биотитовые граниты (85 %);

3) субщелочные лейкограниты и лейкограниты (10 %).

Кварцевые сиениты первой фазы отмечены в Саввушинском массиве в краевой части в виде тел размерами от 0,5 до 2,5 м в поперечнике. Они представляют собой красновато-серые крупно-среднезернистые массивные породы, состоящие из крупнопертитового калинатрового полевого шпата (4480 %), амфибола (до 15 %) паргасит-феррогастингситового ряда (f = 45-56 %), биотита (до 10 %) истонит-сидерофиллитового ряда, сфена (до 2 %) и магнетита (1142 г/т), редко салита (f = 3236 %).

Гранитоиды первой фазы внедрения закартированы в северо-восточном обрамлении Тигерекского массива (70 км2), отмечаются в виде ксенолитов и мелких тел (в масштабе карты не выражены) в Синюшинском и Саввушинском массивах. В пределах Тигерекского массива они представлены порфировидными биотит-роговообманковыми кварцевыми сиенитами, подчиненными сиенитами и граносиенитами, прорывающими отложения чагырской свиты силура, коргонской свиты девона и габброиды белорецко-маркакольского комплекса. По наблюдениям В.И. Тимкина, контакты массива извилистые, причудливой конфигурации с множеством апофиз и сателлитов, отмечается обилие ксенолитов габброидов. Для пород характерна первичная гнейсовидность, выраженная линейным расположением чешуек биотита и ориентированностью кристаллов калишпата параллельным контактам массивов. Экзоконтактовые изменения выразились в мраморизации, окварцевании и скарнировании известняков, ороговиковании кислых эффузивов (кварц-плагиоклаз-амфиболовые роговики), амфиболизации и фельдшпатизации габброидов. В пределах зон ороговикования отмечается мигматитизация, а непосредственно вблизи контактов - появление крупных порфиробластов калишпата. Магнитное поле над гранитоидами положительное, интенсивностью до 5000 нТл, в экзоконтактах отрицательное, указываюшее на крутое (под массив) падение контактов.

Гранитоиды мелких тел представлены преимущественно роговообманково-биотитовыми гранодиоритами и меланогранитами с подчиненным количеством граносиенитов и кварцевых монцонитов. Кварцевые сиениты представляют собой серые, желтовато-серые среднезернистые массивные и гнейсовидные порфировидные породы с вкрапленниками калишпата размером от 1-2 до 3-5 см, составляющими до 50-60 % объема породы. Они состоят из микроклин-пертита (35-50 %) высокой степени упорядоченности (D = 0,9), идиоморфного (№ 23-26) и интерстициального (№ 12-7) олигоклаза, кварца (10-5 %), биотита (10-20 %), единичных зерен роговой обманки и диопсида. Акцессорные минералы представлены апатитом, сфеном, цирконом, рутилом, магнетитом, ильменитом. Для пород характерны повышенная титанистость (TiO2 = 1,2 %), агпаитность (0,7), низкая глиноземистость (индекс Шенда = 0,84), умеренная известковистость (0,3).

Биотитовые и роговообманково-биотитовые граниты второй фазы слагают основные объемы Синюшинского (102 км2), Саввушинского (208 км2), Тигерекского (133 км2), Убино-Белореченского (42 км2) массивов, массив Волчьи Шкили (1,7 км2). Интрузивы имеют куполообразную и штокообразную форму с крутопадающими контактами, прорывают и метаморфизуют стратифицированные образования широкого диапазона (от позднего кембрия до среднего девона), интрузивные образования змеиногорского, усть-беловского и боровлянского комплексов. Ширина контактовых ореолов составляет 1-2 км. В зависимости от исходного состава роговики подразделяются на кварц-биотит-кордиеритовые, биотит-актинолит-кварцевые, актинолит-плагиоклазовые; отмечаются контактовые мраморы и пироксен-гранат-эпидотовые скарны.

Среди гранитов доминируют розовато-серые порфировидные средне-крупнозернистые разности. Вкрапленники калишпата достигают размеров 8 см по удлиннению и составляют от 5 до 40 % объема породы. Меланократовые граниты более характерны для глубокоэродированных массивов (Саввушинский, Тигерекский массивы), лейкократовые - для слабоэродированных; иногда проявлена обратная зональность. Вдоль контактов массивов обычно прослеживается оторочка мелкозернистых лейкогранитов. Магнитное поле сильно дифференцированное положительное, от 1500-2000 нТл в глубокоэродированных массивах, до 300-500 нТл в куполах. Характерны отрицательные гравитационные аномалии, интенсивность которых уменьшается с увеличением глубины эрозионного среза.

Порфировидные граниты состоят из кварца (25-30 %), микроклина (30-35 %), слабозонального олигоклаза № 18-25, иногда андезина № 30-37 (30-37 %), биотита (5-15 %), роговой обманки (0-10 %). Акцессорные минералы (по данным О.В. Мурзина, в г/т) представлены магнетитом (1501-9030), ильменитом (23-910), сфеном (1,4-1995), апатитом (22-137), колумбитом-танталитом (12-66), монацитом
(7,3-8,7), ортитом (4-80), флюоритом (ед. зн.- 135). Породы характеризуются умеренной шелочностью (Na2O = 3,8 %, K2O = 3,4 %), глиноземистостью (индекс Шенда = 1,01), известковистостью (0,2), агпаитностью (0,7). По содержанию редких элементов (в г/т) они близки гранитам главной фазы белокурихинского комплекса (Co = 2,2, Cr = 16, Sr = 101, Ba = 260, Rb = 326, Li = 63, Cs = 11), характерно повышенное содержание редких щелочей и низкие концентрации бария и стронция.

Субщелочные лейкограниты и лейкограниты третьей фазы слагают Угловой массив (13 км2) и небольшое линейновытянутое тело в пределах Тигерекского массива. Вмещающие породы представлены гранитоидами первой и второй фаз, ороговикованными отложениями ордовика и силура. Породы обладают розоватой окраской, средне-крупнозернистой равномернозернистой структурой, массивной текстурой, состоят из кварца (30-35 %), плагиоклаза (20-25 %), микроклина (40-45 %) и биотита (3-5 %). Характерна повышенная щелочность (в среднем Na2O = 3,6 %, K2O = 4,4 %) высокая агпаитность (0,85), умеренная глиноземистость (индекс Шенда = 1,04) крайне низкая известковистость (0,06). По петрохимическим особенностям и содержанию редких элементов (г/т, данные О.В. Мурзина: Sr = 127, Ba = 190, Rb = 169, Li = 29, Cs = 2,6, Nb = 58, Ce = 101) лейкократовые гранитоиды существенно отличаются от гранитоидов главной фазы и редкометально-плюмазитовых разностей заключительной фазы белокурихинского комплекса, уклоняясь к агпаитовому подтипу А-гранитов (табл. 18). Это обстоятельство может объясняться (согласно Лойселлу и Воунсу) увеличением соотношения фугитивности фтора и хлора в остаточном расплаве. Анализ распределения морфотипов циркона указывает на значительную длительность остывания расплава (от 800-900 С до 550-650 С), обусловленную высокой водо- и флюидонасышенностью. С гранитными куполами связаны пегматитовые, грейзеновые, скарновые, кварцево-жильные вольфрам-молибден-бериллиевые месторождения, тантал-ниобиевые проявления и пункты минерализации. В Саввушинском массиве известно пегматитовое Ортитовое проявление. Химический состав пород Саввушинского массива сведен
в табл. 12.

Таблица 12 Химический состав пород Саввушинского массива

Породы

SIO2

TIO2

AL2O3

FE2O3

FEO

MNO

MGO

CAO

NA2O

K2O

Лейкогранит

76,2

0,28

12,17

1,74

0,91

0,12

0,31

1,05

2,96

4,24

Лейкогранит

73,7

0,42

12,96

1,97

1,02

0,13

0,43

1,78

3,32

4,05

Аляскит

76,98

0,09

12,1

0

0

0,1

0,23

0,73

2,35

5,94

Лейкогранит

76,27

0,3

12,27

1,49

0,92

0,13

0,39

1,22

2,94

4,01

Аляскит

77,52

0,08

12

0,8

0,43

0,1

0,03

0,5

2,84

5,66

Гранодиорит

Биотит-рогов.

63,84

1,42

13,49

6,05

2,71

1,6

4,07

3,57

2,35

0,43

Кварцевый сиенит

64,87

0,26

18,17

0

0

0,12

0,17

1,03

2,8

10,46

Гранодиорит роговооб.-биотит.

67,18

0,88

14,55

3,73

1,85

0,15

1

3,28

3,63

3,64

Гранодиорит роговооб.-биотит.

65,1

1,21

14,23

0

0

0,15

1,39

4,32

3,5

2,47

Гранодиорит роговооб.-биотит.

66,14

1,13

14,02

0

0

0,16

1,26

3,72

3,41

2,92

Кварцевый сиенит

65,33

0,18

18,55

0,86

0,43

0,11

0,12

0,74

3,49

10,05

Кварцевый диорит

60,22

1,5

15,74

0

0

0,17

1,82

4,71

3,99

2,89

Гранодиорит

65,72

0,9

14,82

3,27

2,14

0,15

1,26

3,2

3,62

4,24

Гранит

72,54

0,47

13,16

2,22

1,2

0,14

0,57

1,88

3,69

3,94

Гранит

68,65

0,533

15,21

2,4

2,1

0,065

1,35

3,77

3,06

2,18

Гранит

69,28

0,481

14,94

2,15

1,98

0,065

1,26

3,44

3,36

2,23

Гранит

69,42

0,477

15,08

2,1

1,78

0,064

1,02

2,51

3,14

2,48

Гранит

69,68

0,608

14,15

2,85

2,1

0,096

0,88

2,33

2,99

4,34

Гранит

69,7

0,673

13,9

3,3

1,9

0,099

1,02

3,34

3,34

3,33

Гранит

69,97

0,602

13,73

2,47

1,90

0,083

0,9

2,38

3,66

4,06

Гранит ум.-щелочной

70,36

0,633

13,56

2,1

1,61

0,1

0,67

1,76

2,64

6

Гранит

70,77

0,561

13,71

2,1

1,84

0,105

0,79

2,04

3,91

3,91

Гранит

71,2

0,439

13,73

2,2

1,37

0,075

0,73

2

3,88

4

Гранит

71,87

0,397

13,81

1,90

1,56

0,082

0,7

1,73

3,31

4,38

Гранит

72

0,465

13,55

1,94

1,60

0,063

0,61

1,14

3,47

4,47

Гранит ум.-щелочной

72,31

0,234

13,62

1,65

0,9

0,056

0,43

0,91

4,02

5,23

Лейкогранит

76,03

0,096

12,93

1,1

0,61

0,064

0,3

0,93

2,8

4,57

Аляскит

78,63

0,257

10,41

1,95

1,10

0,031

0,32

0,4

1,86

4,71

Примечание. Силикатные анализы выполнены в Центральной Лаборатории Западно-Сибирского геологического управления (г. Новокузнецк).

Микроэлементный состав гранитоидов Саввушинского массива сведен в табл. 13.

Таблица 13 Микроэлементный состав пород Саввушинского массива (г/т)

Элементы

1

2

3

4

5

6

Li

29,1

25,0

24,2

98,2

29,2

12,9

Be

4,8

4,5

5,1

2,1

2,0

1,1

Sc

8,1

8,5

7,2

6,4

3,4

1,3

V

5,4

4,3

4,4

3,8

4,1

2,1

Cr

25

18

17

12,0

10,3

5,4

Элементы

1

2

3

4

5

6

Co

9,3

2,2

1,8

2,5

1,8

1,2

Ni

14,00

3,2

2,1

1,9

1,5

1,3

Cu

9,7

8,4

7,3

15,1

14,1

8,9

Zn

11,2

12,4

10,3

10.5

10,3

9,5

Ga

22,1

22,7

23,1

23,4

24,1

18,5

Rb

330

326

315

301

170

175

Sr

127

130

125

98

130

15

Y

20,1

19

18,5

21,6

11,7

16,9

Zr

250

80

75

128

160

204

Nb

24

22

21

23,8

58,6

65

Cs

13,4

12,5

12,9

10,7

2,7

2,1

Ba

340

330

300

240

190

27

La

60,3

59

63,4

37,5

57,0

81

Ce

91,2

85

86,2

58,3

101,2

67

Pr

6,7

5,5

5,3

3,7

8,7

12

Nd

27,5

26,5

27,2

25,1

26,7

22

Sm

4,6

3,7

3,8

5,3

4,8

13

Eu

0,84

0,82

0,84

0,72

0,67

12,4

Gd

3,85

4,01

4,0

3,9

3,36

17

Tb

0,58

0,57

0,58

0,7

0,56

12,6

Dy

3,55

3,65

3,45

3,32

3,2

23,5

Ho

0,70

0,65

0,64

0,61

0,54

7,8

Er

2,2

2,1

2,0

1,8

1,85

15,2

Tm

0,41

0,33

0,31

0,29

0,28

2,2

Yb

3,60

2,8

3,02

2,48

1,58

10,7

Lu

0,61

0,43

0,62

0,37

0,23

1,52

Сумма РЗЭ

206,64

195,06

201,36

144,09

210,67

297,9

Hf

5,6

4,8

4,6

4,9

5,0

4,8

Ta

2,8

2,5

2,4

2,2

3,0

4,7

Pb

12

13

11

11

10

9,6

Th

15,6

17,5

58

27

30,5

48

U

8

7

21

12

5,3

14

La|YbN

11,06

13,87

13.88

10,0

23,8

5,0

La|SmN

8,0

9,7

10,2

4,3

9,6

3,8

Eu|Eu*

0,043

0,047

0,048

0,033

0,035

0,44

U|Th

0,51

0,4

0,36

0,44

0,17

0,29

ТЕ1,3

0,91

0,87

0,89

0,87

1,17

1,32

Примечание. Анализы выполнены в Лаборатории ИМГРЭ (г. Москва) методом ICP-MS. Породы массива: 1 - граниты; 2, 3, 4, 5 - лейкограниты; 6 - лейкогранит с флюоритом. TE1,3 - тетрадный эффект фракционирования редких земель по Ирбер [Irber, 1999].

Анализ таблицы показывает, что гранитоиды Саввушинского массива характеризуются повышенными концентрациями суммы редких земель, высокими нормированными отношениями La|YbN и La|SmN, указывающими сильно дифференциованный тип распределения РЗЭ. Для них характерны высокие содержания урана, тория, лития, ниобия, галлия. Повышеные концентрации галлия характерны для А-типов гранитов. Значения тетрадного эффекта фракционирования лантаноидов в гранитоидах варьируют от 0,87 до 1,17 и даже 1,32 для лейкогранитов с флюоритом. Последние значения превышает пороговое значение для М-типа тетраэдного эффекта (1,1). Тетрад-эффект М-типа обнаруживается чаще всего в высоко эволюционированных гранитоидных системах на поздних стадиях дифференциации, при гидротермальных изменениях и в различных типах минерализации [Masuda, Kawakami et all., 1987]. По магмо-рудно-метасоматическим системам Горного Алтая повышенные значения тетрадного эффекта М-типа интерпретируется обильной флюидонасыщенностью рудогенерирующих редкометалльных систем, обогащённых фтором. Такая же картина наблюдается и для Саввушинского массива, что благоприятно для формирования оруденения. При этом наиболее высокое значение тетрадного эффекта (1,32) наблюдается для лейкогранитов с флюоритом, отобранных вблизи пегматитов Ортитового месторождения редких земель. Обращает на себя внимание высокое отношение Eu|Eu* в лейкогранитах с флюритом, превышающим на порядок значения для всех остальных пород Саввушинского массива (табл. 18).

В гранитах синюшинского комплекса локализуются тела пегматитов, имеющих различную рудную минерализацию: бериллиевую, редкоземельную, урановую, редкометалльную. В Саввушинском массиве также имеется пегматитовое проявление Ортитовое с высокими концентрациями редких земель.

Породы Саввушинского массива диаграмме Л.С. Бородина в координатах А0 - Ас попадают в поля умеренно-щелочное и известково-щелочное. При этом кварцевые сиениты и гранодиориты ранних фаз внедрения, которые отсутствуют в Синюшинском массиве тяготеют к полю умеренно-щелочному, а граниты и лейкограниты в Саввушинском массиве, также как и в Синюшинском массиве, локализуются на диаграмме Л.С. Бородина в поле известково-щелочной серии и на границе с умеренно-щелочным полем (рис. 24).

На диаграмме K2O - Na2O значительное число породных типов попадает в поле шошонитовой серии пород (рис. 25), за исключением кварцевых сиенитов и одного анализа умереннощелочного гранита. Последние разности локализуются в поле ультракалиевых пород.

По соотношениям Ce/Yb - Ta/Yb граниты, лейкограниты и лейкограниты с флюоритом также попадают в поле шошонитов (рис. 26).

На диаграмме R1 - R2 породы Саввушинского массива попадают в различные поля: кварцевые сиениты - позднеорогенное, гранодиориты - островодужное, а большинство гранитов и лейкогранитов - тяготеет к синколлизионному (рис. 27).

По соотношению изотопов стронция и неодима граниты Саввушинского массива тяготеют к источнику обогащённой мантии типа EM II (рис. 28), обнаруживая близость в этом отношении с гранитоидами Айского массива [Гусев, 2011].

Рис. 24. Петрохимическая диаграмма в координатах Ac - Аo Л.С. Бородина [Бородин, 1981] для пород Саввушинского массива. Петрохимические серии: I - известково-щелочная,
II - умеренно-щелочная, III - щелочная, IV - высокощелочная. Породы Саввушинского массива: 1 - кварцевые сиениты, 2 - гранодиориты, 3 - граниты, 4 - граниты умеренно-щелочные, 5 - лейкограниты, 6 - тренд пород Саввушинского массива

Рис. 25. Диаграмма К2О - Na2O для пород шошонитовой серии Алтая. Поля пород: I - ультракалиевые, II - шошониты, III- известково-щелочные. Породы Саввушинского массива: 1 - кварцевые сиениты, 2 - гранодиориты, 3 - граниты, 4 - граниты умеренно-щелочные, 5 - лейкограниты, 6 - лейкограниты с флюоритом

Рис. 26. Диаграмма Ce/Yb - Ta/Yb для породных типов Саввушинского массива. Породные типы: 1 - граниты, 2 - лейкограниты, 3 - лейкограниты с флюоритом

Рис. 27. Диаграмма R1 - R2 (по Р. Батчелору и П. Боулдеру) для пород Саввушинского массива. Поля на диаграмме: I - мантийные плагиограниты, II - VII - гранитоиды островодужные (II), постколлизионных поднятий (III), позднеорогенные (IV), анорогенные (V), синколлизионные (VI), посторогенные (VII). 1 - кварцевые сиениты, 2 - гранодиориты, 3 - граниты, 4 - граниты умеренно-щелочные, 5 - лейкограниты

Рис. 28. Диаграмма Sr(t) - Nd(t) для гранитов Саввушинского массива. Типы мантии по Зиндлеру и Харту [Zindler, Hart, 1986]: EM I и EM II - обогащённая мантия типов I и II; PREMA - примитивная мантия; HIMU - мантия с высоким изотопным уран-свинцовым отношением

По нашим данным синюшинский комплекс, как и другие одновозрастные шошонитовые комплексы Горного Алтая и соседних регионов, формировались в постколлизинной обстановке, инициированной Сибирским суперплюмом [Гусев, 2011].

На Большом Кавказе выделен Кавминводский ареал шошонитовых гранитоидов, который изучался нами в 1985-1990 годах и 2007-2010 годах. Район Кавказских Минеральных Вод (КМВ) входит в состав Кавказского сегмента Альпийско-Гималайского орогенного пояса Евразии.

В отличие от ранее описанных ареалов шошонитовых гранитоидов Горного Алтая, Рудного Алтая и Салаира, в кавминводском неогеновом комплексе содержатся лишь небольшие включения субщелочных биотитовых габброидов, что вероятно связано с малым уровнем эрозионного среза массивов Кавказаских Минеральных Вод. Лакколиты последних включают 4 фазы: субщелочные габброиды, граносиенит-порфиры, гранит-порфиры и лейкогранит-порфиры.

В наиболее крупных лакколитах распределение фазовых разновидностей зонально. При этом наиболее эволюционированные поздние фазы лейкогранит-порфиров локализуются на периферии лакколитов и в виде выступов и сателлитов, показывая обратную зональность по [Vigneresse, 2007]. Известно, что обратная зональность массивов проявляется тогда, когда более эволюционированные порции магмы локализуются на периферии; контакты между фазами и фациями контрастные с дискордантными текстурами. Такая зональность проявляется в том случае, когда скорость становления массивов малая и предыдущие фазы внедрения успевают закристаллизоваться и тогда более поздние фазы внедряются на периферию плутонов с образованием обратной зональности. В глубинном очаге создавались условия для появления высоко эволюционированных и флюидизированных лейкогранит-порфиров. Аналогичная картина наблюдается в лакколитах Айского ареала в Горном Алтае в составе габбро-монцонит-сиенит-гранит-лейкогранитовой серии пород, где также проявлен тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов [Гусев, Гусев, Табакаева, 2008].

Граносиениты содержат во вкрапленниках калий-натровый полевой шпат, плагиоклаз, клинопироксен, магнезиальный биотит. Основная ткань породы представлена кварцем, полевыми шпатами и мельчайшими чешуйками слюды. Клинопироксен идиоморфен, субидиоморфен. Образует длиннопризматические кристаллы диопсид-салитового состава. Слюды представлены магнезиальным биотитом и фогопитом, дающих листочки и чешуйки. Акцессории представлены апатитом, сфеном, магнетитом, ильменитом.

Гранит-порфиры сложены вкрапленниками кварца, плагиоклаза, K-Na полевого шпата, биотита роговой обманки и основной тканью породы, представленной токозернистым агрегатом кварца и калий-натрового полевого шпата. Интрателурический вкрапленники амфибола представлены железистыми паргасит-ферроэденитами. Листочки биотита относятся к магнезиальным разностям. Акцессории включают зёрна апатита, сфена, циркона, флюорита.

Лейкогранит-порфиры содежат во вкрапленниках кварц и кали-натровый полевой шпат. Основная масса породы кварц-полевошпатовая с тонко рассеянными включениями флюорита. Акцессории - монацит, апатит, ортит. Химический состав пород приведен в табл. 14.

Таблица 14 Представительные анализы породных типов кавминводского комплекса (оксиды в %, элементы в г/т)

Оксиды, элементы

1

2*

3

4*

5*

6

7*

8

9*

10

11

SiO2

68,3

66,2

71,85

72,50

71,75

72,8

72,9

73,3

72,6

73,4

73.6

TiO2

0,30

0,38

0,31

0,08

0,10

0,07

0,08

0,05

0,05

0,04

0,04

Al2O3

14,96

15,4

14,76

14,70

14,98

14,75

14,98

14,43

14,91

14,89

14,95

Fe2O3

1,32

2,40

0,74

1,06

1,30

1,20

0,47

0,41

0,25

0,30

0,28

FeO

0,62

0,43

0,50

0,10

0,10

0,12

0,30

0,33

0,25

0,31

0,33

MnO

0,05

0,04

0,04

0,03

0,04

0,03

0,04

0,04

0,02

0,03

0,03

MgO

1,10

1,36

0,32

0,15

0,19

0,17

0,02

0,03

0,04

0,05

0,04

CaO

1,80

1,39

0,55

0,35

0,42

0,40

0,04

0,44

0,69

0,30

0,42

Na2O

4,32

4,21

4,80

4,35

4,22

4,32

5,21

5,22

5,31

4,89

4,98

K2O

5,30

6,77

5,32

4,60

4,69

4,98

4,89

4,20

4,50

4,97

5,03

P2O5

0,34

0,38

0,28

0,07

0,07

0,08

0,07

0,08

0,03

0,05

0,04

Ga

20

21

30

29

28

29

36

35

34

34

32

Rb

271

231

425

436

602

564

602

564

510

610

612

Sr

1154

1177

254

273

408

423

105

96

93

108

105

Оксиды, элементы

1

2*

3

4*

5*

6

7*

8

9*

10

11

Y

16

17

11

5

5

6

5

4

6

6

5

Zr

165

179

123

110

148

132

125

124

110

106

109

Nb

15,1

16,4

12,7

21,2

26,2

22,5

54,5

34,5

30,6

40,3

41,7

Mo

0,6

0,5

0,5

0,6

0,2

0,4

0,3

1,5

0,3

1,0

0,8

Cs

23

22

25

65

41

45

110

72

90

94

98

Ba

2431

2362

204

265

524

487

59

45

56

60

61

La

63,1

62,7

17,8

6,0

12,5

4,2

2,5

2,6

1,1

1,0

0,9

Ce

118,2

116,8

33,4

15,0

32,4

11,2

6,3

6,1

4,2

5,1

5,5

Pr

11,8

12,0

4,2

1,5

2,9

1,5

0,3

0,3

0,4

0,5

0,5

Nd

43,2

45,3

13,7

5,2

9,9

4,7

2,1

2,0

1,4

1,8

2,0

Sm

7,3

7,7

2,2

0,9

1,7

1,8

0,5

0,6

0,3

0,4

0,3

Eu

1,2

1,6

0,38

0,24

0,40

0,32

0,11

0,10

0,06

0,06

0,07

Gd

4,6

5,19

2,1

0,72

1,22

1,4

0,36

0,34

0,30

0,65

0,66

Tb

0,55

0,52

0,16

0,30

0,37

2,3

0,06

0,03

0,06

0,31

0,35

Dy

2,3

2,4

0,78

0,59

0,93

1,2

0,33

0,31

0,38

0,60

0,62

Ho

0,4

0,41

0,32

0,13

0,19

0,11

0,09

0,09

0,09

0,12

0,12

Er

1,23

1,25

0,42

0,41

0,54

0,31

0,32

0,31

0,31

0,40

0,39

Tm

0,13

0,12

0,08

0,07

0,09

0,13

0,06

0,06

0,06

0,08

0,07

Yb

1,2

1,01

0,65

0,53

0,59

0,69

0,55

0,22

0,50

0,45

0,38

Lu

0,14

0,15

0,10

0,10

0,12

0,08

0,10

0,09

0,09

0,10

0,10

∑ PЗЭ

271,3

274,1

87,3

36,7

68,8

35,9

18,7

17,1

15,2

17.6

17,0

Hf

4,5

5,17

6,5

5,92

6,48

5,5

8,23

8,06

6,74

8,10

8,12

Ta

1,21

1,25

1,8

1,60

1,50

1,65

6,0

4,1

8,6

7,2

7,3

W

4,1

3,6

2,8

6,4

1,4

4,6

6,0

4,1

6,9

7,1

7,0

Tl

4,1

3,5

5,1

3,8

4,2

4,1

7,9

5,3

6,9

7,1

7,0

Pb

143

151

154

233

187

205

263

257

209

212

211

Bi

0,9

0,8

2,1

2,1

2,1

2,2

4,1

0,7

7,1

4,5

5.2

Th

46

47

50

48

54

52

32

23

13

20

21

U

16

15

24

15

13

14

24

31

17

16

15

Li

38,2

37,4

75

150,0

43,4

45,8

210

76,3

201,4

203

205

Be

16,1

15,1

34

25,2

24,4

24,5

21,5

36,1

40,0

41

43

B

37,5

36,3

11

66

28,4

30,6

129

63

249

155

178

Sc

5,4

5,6

1,5

1,4

1,5

1,4

1,1

1,1

1,1

1,2

1,0

V

45,7

49,8

23

18,8

22,5

20,4

17,4

17,7

13,7

12,5

13,3

Cr

17,4

18,9

6,7

7,5

8,7

5,6

7,0

5,2

11,0

6,5

7,0

Co

4,5

4,7

1,4

0,4

0,7

0,5

0,3

0,3

0,2

0,2

0,3

Ni

14,5

15,1

6,5

3,8

5,2

4,2

4,7

5,3

5,8

4,7

4,4

Cu

9,3

8,4

3,5

4,9

1,5

3,3

12

32

12

15

14

Zn

31,1

33,0

43

29,9

92,1

54,6

23,5

23,2

35,2

24,6

26,2

La/YbN

35,1

41,5

18,2

7,6

14,1

3,05

6,9

7,8

1,53

1,51

1,57

Примечание. 1 - граносиенит-порфир (г. Змейка); 2 - граносиенит-порфир (г. Верблюдка); 3 - гранит-порфир (г. Бештау); 4, 5, 6 - лейкогранит-порфиры (Козьи Скалы); 7*, 8, 9*, 10, 11 - Лейкогранит-порфиры (г. Бык) * - анализы заимствованы из работы [Носова, Сазонова и др., 2005].

Cостав породных типов кавминводского комплкса близок к шошонитовым гранитоидам. Гранитоиды обогащены LILE, LREE и летучими компонентами, такими как F, B, P.

На классификационных диаграммах все породные типы попадают в поле шошонитов. По соотношениям калия и натрия это весьма наглядно видно (рис. 29).

Рис. 29. Диаграмма К2О - Na2O для пород шошонитовой серии Кавказских Минеральных Вод. Поля пород: I - ультракалиевые, II - шошониты, III- известково-щелочные [Monecce, 2002]. Породы кавминводского комплекса: 1 - граносиенит-порфиры 1 фазы; 2 - гранит-порфиры 2 фазы; 3 - лейкогранит-порфиры 3 фазы

По соотношениям рассеянных элементов они также локализуются в поле шошонитовых гранитоидов (рис. 30). Самая ранняя фаза граносиенит-порфиров располагается вблизи границы щелочной и высоко калиевой известково-щелочной и шошонитовой серий пород. Характерно, что лейкогранит-порфиры горы Бык образуют самостоятельное кучное поле фигуративных точек на канонической диаграмме, что связано с особенностями состава наиболее флюидизированных лейкогранитов, находящихся на наиболее высоком вертикальном уровне.

В породных типах проанализированы содержания изотопов стронция и неодима [Дубинина, Носова и др., 2010]. Установлено, что содержания εNd (t) не высокие и варьирует в узких пределах от -4,2 до -2,1. Отношение 87Sr/86Sr высокие и варьируют в пределах от 0,7077 (в ксенолитах габбро) до 0,70855 в граносиенит-порфирах и лейкогранит-порфирах, указывающие на контаминацию корового материала. Этим контаминантом, как считают эти авторы являются осадочная карбонатная высокомагнезиальная порода, содержащая повышенные коенцентрации стронция и бария.

Рис. 30. Диаграмма Rb-Th-U-Ta - Zr-Ce-Sm-Y-Yb для гранитоидов кавминводского комплекса. Поля на диаграмме: в прямоугольном поле по [Liegeois, 1999] - Pre-Coll - доколлизионного известково-щелочного магматизма; в поле слева вверху - НКСА + SHO - высоко-калиевого известково-щелочного и шошонитового магматизма; в поле справа внизу - ALK - щелочного магматизма. Породы кавминводского комплекса: 1 - граносиенит-порфиры, 2 - гранит-порфиры, 3 - лейкогранит-порфиры (Козьи Скалы), 4 - лейкогранит-порфиры (г. Бык)

В породах кавминводского комплекса снижение суммы РЗЭ (редкоземельных элементов) от ранней фазы к заключительным лейкогранит-порирам коррелируется с уменьшением нормированных к хондриту отношений La/YbN (см. табл. 10). Нами изучено распределение РЗЭ в породах и выявлены два типа тетрадного эффекта распределения лантаноидов. Программа для расчёта значений тетрадного эффекта составлена А.А. Гусевым [Гусев, Гусев, 2011]. Значения тетрадного эффекта и некоторые показательные соотношения элементов приведены в табл. 15.

Соотношения таких элементов как Y/Ho, La/Lu, Sr/Eu намного превышают такие соотношения элементов в хондритах. Отношения же Eu/Eu*, Zr/Hf значительно меньшие, чем в хондритах, что указывает на значительную дифференцированность породных типов.

Фракционирование РЗЭ при тетрад-эффекте происходит при участии сложных комплексных соединений фтор-комплексов таких металлов как U, Th, Mo, W, Be [Bau, Dulski, 1995].

А. Масуда с соавторами [Masuda et all., 1987] выявили 2 типа тетрадного эффекта: W (вогнутая кривая распределения) и M (выпуклая кривая распределения РЗЭ). В морской воде, грунтовых водах, известняках, других осадочных породах обнаруживается W-тип тетрадного эффекта [Masuda et all., 1987]. Тетрад-эффект М-типа обнаруживается чаще всего в высоко эволюционированных гранитоидных системах на поздних стадиях дифференциации, при гидротермальных изменениях и в различных типах минерализации. М-тип тетрадного эффекта по литературным данным выявлен в лейкогранитах во многих регионах. С учётом аналитической погрешности ISP-ms (масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой), тетрад-эффект считается значимым при ТЕi > 1,1 (М-тип) или ТЕi < 0,9 (W-тип) [Irber, 1999; Monecke, Kempe, 2002]. С этих позиций в породах кавминводского комплекса выделяется оба типа тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ: М и W. Характерно присутствие двух типов тетрадного эффекта в лейкогранит-порфирах г. Бык, что связано с двумя причинами: тетрадный эффект типа М проявлен в лейкогранит-порфирах благодаря высокой активности и концентрации фтора во флюидах, имевшего глубинный трансмагматический характер поступления в глубинный очаг. А развитие W- типа тетрадного эффекта, вероятно, связано с высокой долей вадозных вод и их поглощением в процессе становления и кристаллизации лейкогранит-порфиров г. Бык в прикровельной части массива вблизи контакта с вмещающими обводнёнными породами.

Таблица 15 Отношения химических элементов и значения тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ в гранит-порфирах и лейкогранит-порфирах кавминводского комплекса

Отношения элементов и значения тетрадного эффекта

1

2

3

4

5

6

7

8

9

Хондрит

Y/Ho

34,7

38,4

26,3

54,5

55,5

44,4

66,7

50,0

41,7

29,0

Eu/Eu*

0,039

0,064

0,045

0,043

0,055

0,058

0,044

0,026

0,034

0,32

La/Lu

178,0

60,0

65,7

38,2

27,8

28,9

12,2

8,3

7,5

0,975

Zr/Hf

18,9

18,6

22,8

24,0

15,2

15,0

16,3

13,0

13,4

36,0

Sr/Eu

668,4

1137,5

1020

1321,8

328,1

685,7

1550

1800

1500

100,5

TE1,3

1,54

1,34

1,28

2,67

0,85

0,72

1,24

1,68

1,73

-

Примечание. ТЕ1,3 - тетрадный эффект фракционирования РЗЭ по В. Ирбер [ ]. Eu* = (SmN + GdN)/2. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [Anders, Greevese, 1999]. 1 - гранит-порфир (г. Бештау); 2, 3, 4 - лейкогранит-порфиры (Козьи Скалы); 5, 6, 7, 8, 9 - лейкогранит-порфиры (г. Бык).

Другая примечательная особенность проявления тетрадного эффекта заключается в том, что вблизи рудных тел г. Бык и в районе штольни месторождения урана Козьих Скал наблюдаются наиболее высокие значения тетрадного эффекта (1,73 и 2,67, соответственно) (табл. 13), что связано с аномальными параметрами флюидного режима в точках отбора проб.

Шошониты Западно-Куньлунского орогенического пояса охватывают интрузии Западная Датонг, Северная Куда, Кузиган, Карибашенг, Занкан от раннекаледонского (479 млн лет) до гималайского возраста (52-11 млн лет) [Jiang, Jiang, et all., 2002]. Западно-Куньлунский орогенический пояс включает горы Западного Куньлуня, Каракорум, часть Памира и локализуется на западе Кингхай-Тибетского плато. Он занимает специфическое тектоническое положение, локализуясь между Пан-Азиатским и Тетийским тектоническими домейнами. Интрузии сложены K-обогащёнными магматитами. Плутон Западный Датонг интрудирует средне-протерозойские метаморфические породы и по U-Pb (по цирокону) датированию имеет возраст 479 млн лет. Плутон Северный Куда интрудирует также средне-протерозойские метаморфические породы и имеет возраст по Rb-Sr изохроне 450 млн лет. Плутон Кузиган интрудирует пермские осадочные породы и имеет возраст 52 млн лет по 40Ar/39Ar методу из сиенитов по K-полевому шпату, а поздние диопсидовые граниты имеют по тому же методу возраст 18 млн лет. Биотитовые монцонитовые граниты интрузии Карибашенг, интрудирующие пермские осадочные породы, по 40Ar/39Ar методу имеют возраст 11 млн лет. Плутон Занкан (диопсидовые сиениты) по 40Ar/39Ar методу (K-полевой шпат) имеет возраст 12 млн лет. В указанных плутонах ассоциация породных типов представлена кварцевыми монцодиоритами, кварцевыми монцонитами, кварцевыми сиенитами, диопсидовыми и биотитовыми гранитами. Породы имеют серый, зеленовато-серый цвет, со среднезернистой микрогранулярной текстурой в центральных частях путонов и порфировой текстурой в краевых частях плутонов. Они содержат калиевый полевой шпат, плагиоклаз, кварц, амфибол, пироксен и биотит. Акцессорные минералы: сфен, апатит, магнетит и циркон, флюорит. Пироксены, амфиболы и плагиоклазы эвгедральные до субгедаральных. Биотит в породах преимущественно субгедральный, локально хлоритизирован. Представительные анализы темноцветных минералов приведены в табл. 16.

Таблица 16 Представительные анализы темноцветных минералов в породах Западного Куньлуня (мас. %)

Оксиды

1

2

3

4

5

6

7

8

9

SiO2

36,86

39,24

40,19

38,10

42,48

42,47

45,72

52,95

52,87

TiO2

0,55

2,01

1,96

2,15

1,2

0,64

0,49

0,48

0,09

Al2O3

15,07

12,44

12,06

13,2

8,76

10,05

7,57

0,79

0,66

Cr2O3

0

0,06

0,11

0,10

0,05

0,01

-

8,55

13,86

FeO

19,57

14,41

15,46

16,77

17,5

20,04

17,29

0,22

0,69

MnO

0,37

0,68

0,55

0,37

0,48

0,43

0,79

12,86

9,13

MgO

12,64

14,88

14,72

14,41

10,85

9,49

11,77

21,23

19,92

CaO

0,04

0,08

0

0

12,47

12,2

10,31

0,97

1,23

Na2O

0,10

0,23

0,17

0,12

1,33

1,39

2,94

0

0

K2O

10,29

10,39

10,31

10,18

1,02

0,98

1,26

-

-

P2O5

0

0,03

0

0

0,05

0

-

-

-

NiO

0,01

0

0,02

0,03

0

0,06

-

-

-

CoO

0,06

0

0,10

0

0

0,02

-

-

-

Сумма

95,82

94,54

95,58

95,4

96,12

97,76

97,36

98,07

98,44

Примечание. Почерки - анализы не проводились; 1 - биотит (Западный Датонг); 2, 3 - биотит (Северный Куда); 4 - биотит (Карибашенг); 5, 6 -амфибол (Западный Датонг); 7 - амфибол (Кузиган); 8, 9 - пироксен (Кузиган).

Составы биотитов характеризуются высокими содержаниями MgO и низкими FeO с Mg(Mg + Fet) отношениями от 0,51 до 0,65 и Mg/(Mg + Fe2 + ) от 0,75 до 0,89, которые отличают их от биотитов I- и A-типов (рис. 31).

Рис. 31. Диаграмма Fe2 + /(Mg + Fe2 + ) - AlIV для биотитов в гранитоидах Западного Куньлуня. Типы гранитоидов: А-тип, I-тип, SH-шошонитовый тип. Гранитоиды Куньлуня: 1 - позднеиндосинийские, 2 - позднегерцинские, 3 - раннекаледонские; плутоны шошонитовых гранитоидов: 4 - Сверный Куда; 5 - Карибашенг; 6 - Западный Датонг

На классификационной диаграмме биотиты шошонитовой серии Западного Куньлуня попадают в поле железистого флогопита и частично в поле эстонита (рис. 32). На этой диаграмме также биотиты шошонитовой серии отличаются от биотитов граниооидов других типов (I и A).

Рис. 32. Классификационная диаграмма для биотитов [по Foster, 1960] Западного Куньлуня: II - железистый флогопит, III - эстонит, IV - магнезиобиотит, V - феррибиотит. Остальные условные на рис. 30

Изученные амфиболы имеют высокое содержание CaO и MgO, но низкие концентрации титана с Mg/(Mg + Fe2+) отношениями от 0,53 до 0,60. Согласно классификации Б. Лика [Leake, 1978] для кальциевых амфиболов, большинство анализов относится к эденитовой роговой обманке и магнезиальному гастингситу.

Высокие отношения Fe3+/Fe2+ в биотитах и амфиболах в шошонитовых плутонах могут подтверждать высокую температуру кристаллизации и окисленную обстановку для этих гранитоидов. Это также подтверждается тем, что эти породы имеют очень низкие содержания оксида титан (менее 0,02 %).

Пироксены плутона Кузиган показывают содержания волластонитового минала 45,3-46,2 %, энстатитового - 28,9-39 %, фассаитового 14,8-25,8 %, отвечающие диопсиду.

Калиевый полевой шпат показывает высокие содержания ортоклазового минала (86,2-96,1 %) с небольшими количествами альбитового (3,8-13,7 %) и незначительными количествами анортитового (0-0,02 %).

Плагиоклазы в большинстве случаев представлены олигоклазом с содержанием альбитового компонента 75,6-92 %, анортитового - 7,4-23,7 % и ортоклазового -
0,51,5 %. Химический состав представительных анализов породных типов сведен
в табл. 17.

Таблица 17 Главные и рассеянные элементы в представительных образцах пород

Оксиды, %, элементы, г/т

1

2

3

4

5

6

7

8

SiO2

54,51

59,34

59,92

71,15

69,47

71,85

53,48

62,8

TiO2

0,88

0,61

0,67

0,39

0,33

0,24

1,12

0,15

Al2O3

16,24

19,2

15,61

13,4

14,59

13,74

13,01

14,78

Fe2O3

3,58

4,6t

2,31

1,3

1,16

1,04

6,04t

2,01t

FeO

4,10

-

2,51

0,86

0,88

0,78

-

-

MnO

0,15

0,08

0,11

0,07

0,03

0,03

0,15

0,06

MgO

3,40

1,62

1,76

0,32

0,54

0,38

4,06

0,28

CaO

7,30

4,10

4,86

0,96

1,98

1,8

5,94

3,3

Na2O

3,94

3,74

3,8

3,68

3,62

3,78

3,1

3,07

K2O

2,54

5,97

5,8

5,84

5,18

4,56

8,13

10,9

P2O5

0,22

0,31

0,29

0,08

0,14

0,12

1,10

0,23

П.п.п.

1,53

н/о

0,84

0,47

0,45

0,43

н/о

н/о

Сумма

98,68

99,57

98,48

98,52

98,37

98,75

96,13

97,63

Sc

11,4

6,98

7,05

3,62

3,03

2,21

16,5

2,35

V

188

69,5

123

42,6

52,3

42,2

104,0

26,8

Cr

57,0

31,7

49,5

35,8

41,1

35,2

79,5

7,5

Zn

93,4

65,8

73,9

54,4

40,1

31,5

1580

78,8

Rb

117

268

172

245

188

193

621

391

Ba

2480

2900

4160

979

6960

4080

4040

1730

Sr

881

869

887

131

1860

972

1520

1780

Оксиды, %, элементы, г/т

1

2

3

4

5

6

7

8

Th

н/о

22,3

н/о

н/о

н/о

н/о

73,8

50,9

U

н/о

6,4

н/о

н/о

н/о

н/о

6,8

15,1

Nb

17,0

19,8

17,4

35,1

12,1

9,17

47,0

26,7

Zr

156

166

168

379

209

183

465

136

Y

29,1

35,5

26,2

41,1

17,1

11,1

50,0

23,5

F

920

951

н/о

н/о

н/о

н/о

6480

2700

La

53,7

76,8

61,0

118,0

178

127

168

312

Ce

95,9

96,9

116,0

198,0

254

175

315,2

76,4

Pr

12,6

16,2

14,2

21,5

24,2

15,5

25,08

8,53

Nd

50,7

54,2

57,1

82,1

94,5

57,8

141,4

160,3

Sm

8,96

14,9

9,72

13,8

13,3

8,06

19,73

10,86

Eu

2,21

2,33

2,21

2,15

2,59

1,44

5,27

2,68

Gd

7,65

5,2

7,66

10,1

8,22

4,95

28,3

10,4

Tb

1,10

1,02

1,06

1,58

1,11

0,73

6,29

2,47

Dy

5,66

4,02

5,12

7,44

3,8

2,32

9,06

3,93

Ho

1,15

0,96

1,05

1,6

0,81

0,54

2,54

0,96

Er

3,05

2,1

2,68

4,34

1,76

1,19

3,84

1,58

Tm

0,46

0,26

0,41

0,72

0,32

0,22

0,68

0,31

Yb

2,68

1,58

2,38

4,29

1,3

0,95

2,38

1,06

Lu

0,41

0,33

0,37

0,66

0,21

0,16

0,71

0,28

∑REE

275,3

312,4

307,2

507,4

601,2

406,9

778,4

615,2

LREE/HREE

4,37

5,13

5,55

6,06

16,4

17,36

6,5

12,8

La/YbN

11,9

28,9

15,2

16,3

81,3

79,4

41,9

174,7

δEu

0,87

0,7

0,83

0,58

0,76

0,7

0,76

0,84

Примечание. Fe2O3t - cуммарное железо; 1 - кварцевый монцодиорит (Западный Датонг); 2 - монцонит (Западный Датонг); 3 - кварцевый сиенит (Западный Датонг); 4 - гранит (Северная Куда); 5 - биотитовый гранит (Карибашенг); 6 - биотитовый монцогранит (Карибашенг); 7 - диопсидовый сиенит (Занкан); 8 - диопсидовый сиенит (Занкан).

Гранитоиды показывают очень высокие содержания щелочей с суммарным содержанием K2O + Na2O более 8 % и в среднем 9,14 %. На диаграмме K2O - SiO2 породы шошониовой серии попадают в поля высококалиевой известково-щелочной и шошонитовой серий (рис. 33).

Породы шошонитовой серии также показывают вариабильные содержания Al2O3 (13,01-19,2 %), высокие отношения Fe2O3/FeO и низкие концентрации TiO2 (0,15-1,12 %). Для пород характерны высокое обогащение REE, LILE и высокие отношения LREE/HREE и La/YbN (от 11,9 до 174,7). Расчёт тетрадного эффекта фрционирования редкоземельных элементов показал, что в биотитовых гранитах, биотитовых монцогранитах плутона Карибашенг, а также в диопсидовых сиенитах плутона Занкан проявлен W-тип тетрадного эффекта (от 0,61 до 0,89), значения которого меньше граничного значения, равного 0,9. Проявление W-типа тетрадного эффекта, вероятно, связано со значительным поглощением вадозных вод магматогенными флюидами при кристаллизации указанных плутонов, имеющих наименьший уровень эрозионного среза. Из-за сильно проявленного фракционирования лантаноидов и других элементов, приведенные значения отношений элементов, резко отличаются от таковых же значений в хондрите (табл. 18).

Рис. 33. Диаграмма K2O - SiO2 по [Peccerillo, Taylor, 1976] для пород Западного Куньлуня. Серии пород: I - толеитовая; II - известково-щелочная; III - высококалиевая известково-щелочная; IV - шошoнитовая. Остальные условные на рис. 30

Таблица 18 Отношения некоторых РЗЭ и значения тетрадного эффекта

Отношения элементов

1

2

3

4

5

6

7

8

Хондриты

Y/Ho

25,3

36,6

24,9

25,7

21,1

20,5

19,7

24,5

29,0

Eu/Eu*

0,87

0,7

0,83

0,58

0,76

0,7

0,76

0,84

0,32

La/Lu

130,9

232,7

164,8

178,8

847,6

793

236,6

1114

0,975

Sr/Eu

398,6

372,9

401,3

60,9

718

675

288,4

664

100,5

TE1,3

0,92

0,92

0,92

0,94

0,85

0,86

0,89

0,61

-

Примечание. 1 - кварцевый монцодиорит (Западный Датонг); 2 - монцонит (Западный Датонг); 3 - кварцевый сиенит (Западный Датонг); 4 - гранит (Северная Куда); 5 - биотитовый гранит (Карибашенг); 6 - биотитовый монцогранит (Карибашенг); 7 - диопсидовый сиенит (Занкан); 8 - диопсидовый сиенит (Занкан). ТЕ1.3 - тетрадный эффект  по В. Ирбер [Irber, 1999]. Eu* = (SmN + GdN)/2.

Проанализированы изотопы стронция, неодима и кислорода в породах шошонитовой серии Западного Куньлуня, сведенные в табл. 19.

Таблица 19 Изотопные составы стронция, неодима, кислорода в шошонитовых гранитоидах Западного Куньлуня

Плутон

Порода

147Sm/144Nd

143Nd/144Nd

Nd (t)

87Sr/86Sr

Sr(t)

18O

Западный Датонг

Кварцевый монцонит

0,1085

0,511879

-2,8

0,708318

62,1

4,4

Северный Куда

Гранит

0,08229

0,512190

-1,4

0,711946

112,4

11,6

Северный Куда

Гранит

0,0960

0,512179

-3,8

0,709687

80,3

-

Северный Куда

Гранит

0,0958

0,511923

-3,8

0,709842

82,5

-

Карибашенг

Битотитовый монцогранит

0,07678

0,512250

-7,3

0,709132

65,9

11,9

Изученные плутоны трёх периодов внедрения показывают различия в концентрациях рассеянных элементов и изотопных составах, подтверждая различное происхождение.

На диаграмме Nd(t) - Sr(t) все породные типы попадают в поле отрицательных значений Nd(t) и очень высоких показателей Sr(t), тяготеющих к обогащённому мантийному источнику типа EM I (рис. 34). Компонент обогащённой мантии типа  EM I интерпретируется вовлечением в магматогенный процесс нижней части континентальной литосферы.

Рис. 34. Диаграмма Sr(t) - Nd(t) для пород Западного Куньлуня. Типы мантии по Зиндлеру и Харту: EM I и EM II - обогащённая мантия типов I и II; PREMA - примитивная мантия; HIMU - мантия с высоким изотопным уран-свинцовым отношением. Породы Западного Куньлуня: 1 - кварцевые монцониты (Западный Датонг); 2 - граниты биотитовые (Северный Куда); 3 - биотитовый гранит (Карибашенг)

Гранитоиды средних каледонид (плутон Западный Датонг) имеют негативные аномалии Ce, Nb, Ti. Значения Nd(t) (-2,8), первичные отношения 87Sr/86Sr (0,7083) и значения 18O (4,4 ‰) гранитоидов Западного Датонга указывают на обогащённый мантийный источник. По многим компонентам они близки плиоцен-четвертичным шошонитам и ультракалиевым породам Итальянской провинции, включая вулканы Везувий, Эрничи, Вулсини и другим [Rogers, 1992]. По многим параметрам генерация гранитоидов Западного Датонга связана с высвобождением флюидов из осадков субдуцирующего материала. Взаимодействие между водными флюидами и мантийным источником может формировать калиевый магматизм. Значение 18O (равное 4,4 ‰) подтверждает для плутона Западный Датонг ниже, чем в мантийном источнике, и указывает на вовлечение морской воды из осадочных пород океанической коры. В то же время изотопные составы Sr и Nd также указывают на обогащённый мантийный источник.

Позднекаледонские гранитоиды плутона Северный Куда имеют высокие суммарные концентрации REE (507 г/т), высокие отношения и LREE/HREE и La/Yb(6,1 и 16,3, соответственно), но показывают относительно низкие концентрации бария и стронция (682 и 129 г/т, соответственно). Для них характерны негативные аномалии по барию и стронцию. Вместе с тем, имея высокие концентрации рубидия (228 г/т) и негативную аномалию европия (Eu = 0,58), они подтверждают фракционную кристаллизацию полевых шпатов. Изотопые составы гранитоидов плутона Северный Куда имеют значения Nd (t), равные -1,4 и -3,8, инициальные отношения 87Sr/86Sr, равные 0,7097 и 0,7119 и 18O - 11,6, отличающие их от таковых плутона Западный Датонг. Значения изотопов Sr, Nd, O указывают на генерацию гранитоидов при вовлечении субдуцирующей океанической коры.

Плутоны гималайского периода представлены диопсидовыми сиенитами, диопсидовыми гранитами или биотитовыми монцогранитами имеют очень высокие суммарные концентрации REE, отношения LREE/HREE и La/YbN (407,0-778,5 г/т, 6,5-17,4 и 41,9-174,7, соответственно). Эти породы экстремально обогащены LILE (Rb - 348, Ba - 3519 и Sr - 1560 г/т, соответственно). В них очень высокие содержания Th, U (95 и 12 г/т, соответственно) и летучих омпонентов (F в среднем 3078 г/т). Граниты Карибашенг имеют значения Nd (t) - 7,3 и инициальные отношения 87Sr/86Sr - 0,7091 и 18O - 11,9 ‰. По указанным и другим показателям гималайские шошонитовые гранитоиды генерированы частичным плавлением метаосадков мощной нижней континентальной коры в процессе формирования шошонитовой магмы, связанной с утонением литосферы.

Шошониты Британской каледонской провинции распространены в Северной Шотландии (Northern Highland). Они интрудируют протерозойские метаосадочные породы в виде небольших интрузий и описаны М. Фулером [Fowler, Kocks, Darbyshire, Greenwood, 2008] как высоко Ba-Sr гранитоиды. Породы шошонитовй серии образуют несколько интрузий: Борралан, Рогарт, Клуни, Сронциан, которые включают монцогаббро, монцодиориты, монцониты, кварцевые монцониты, сиениты, граниты. Площади интрузий от 4 до 200 км2. Интрузии ассоциируют с дайками лампрофиров (минетты, керсантиты, вогезиты).

Монцогаббро образуют небольшие купола, штоки, дайки. Это крупнозернистые породы. Они сложены крупными чешуями биотита светло-зелёно-коричневого цвета, ассоциированного с зональным диопсидовым клинопироксеном, которые присутствуют в матриксе и в интрателлурических вкрапленниках. В матриксе также наблюдаются ангедральный натровый плагиоклаз и щелочной полевой шпат. Амфибол присутствует в небольших количествах; он замещает пироксен. Акцессории - апатит, сфен, рутил.

Среднезернистые биотит-, пироксен- и амфиболсодержащие монцодиориты. Амфибол присутствует в больших количествах, чем в монцогаббро. Биотит менее распространён. Натровый плагиоклаз доминирует над калиевым полвым шпатом. Оба полевых шпата показывают хорошо образованные гранобластовые струкуры. Акцессории прдставлены обильным сфеном и апатитом и небольшим количеством ортита и монацита.

Монцодиориты содержат фенокристовый серицитизированный плагиоклаз, который обычно проявляет сложную зональность, а также пироксен и амфибол. Основная ткань породы сложена плагиоклазом, щелочным калиевым полевым шпатом и редким кварцем. Акцессории - сфен, рутил, пирит, апатит, ортит, монацит.

Сиениты содержат амфибол и биотит с подчинённым пироксеном и обильным магнетитом, а также акцессоиями сфена, ортита, циркона, апатита.

Гранодиориты сложены плагиоклазом (50 %), кварцем (15 %), калиевым полевым шпатом (22 %), биоттом (10 %), и акцессориями: сфеном, пиритом, магнетитом, монацитом, ортитом.

Граниты средне-мелкозернистые, биотитсодержащие. Фенокристы предтавлены плагиоклазом. Биотит хлоритизирован, а плагиоклаз серицитизирован. Абсолютный возраст пород близок к 425 млн лет. Представительные химические анализы породных типов сведены в табл. 20.

Таблица 20 Представительные анализы породных типов шошонитовой серии Британской каледонской провинции (оксиды в масс. %, элементы в г/т) по М. Фуллер [2008]

Оксиды и элементы

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

SiO2

46,62

50,92

54,12

54,77

63,76

64,55

69,05

70,61

72,37

73,36

TiO2

1,53

1,18

0,85

1,05

0,48

0,41

0,36

0,22

0,29

0,28

Al2O3

10,98

14,17

13,01

19,28

16,6

16,59

15,2

15,92

14,89

13,99

Fe2O3t

7,38

6,31

5,10

6,31

3,23

3,02

2,04

1,55

1,47

1,44

MnO

0,14

0,12

0,17

0,08

0,06

0,07

0,04

0,04

0,03

0,03

MgO

8,6

4,55

3,94

3,49

1,55

0,94

1,33

0,37

0,59

0,63

CaO

10,9

7,28

7,41

5,19

2,03

1,91

1,31

1,73

114

1,26

Na2O

2,98

4,27

2,46

5,18

6,04

6,13

5,36

5,98

4,92

4,51

K2O

4,16

4,14

6,82

2,93

5,35

5,86

4,76

3,13

4,50

4,57

P2O5

2,93

1,11

0,35

0,44

0,35

0,31

0,22

0,02

0,01

0,01

П.п.п.

2,97

4,56

3,91

0,75

на

0,29

на

0,19

0,78

0,8

Оксиды и элементы

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

Сумма

99,10

98,61

98,13

99,47

99,45

100,0

99,67

99,75

100,98

100,87

Ba

3686

2887

1851

1790

4968

4502

2437

1067

1309

1253

Rb

105

102

254

69

87

88

76

65

185

143

Sr

1964

2807

944

1774

1661

1292

1667

858

677

637

Nb

30

47

22

9

19

16

9

4

9

10

Zr

398

605

367

535

474

343

238

132

158

165

Y

31

29

37

15

35

28

10

19

12

15

Th

31

-

45

-

53

43

15

0,0

9

28

Cr

180

77

140

66

3

7

12

25

22

31

Ni

116

29

115

28

10

15

9

0

4

-

V

95

93

95

117

-

34

-

20

15

25

Cu

7,0

22

20

30

20

6

8

4

7

5

Zn

104

120

74

71

58

55

36

38

33

27

La

187

162

190

122

293

211

82,0

12,6

47,7

59,5

Ce

425

310

375

168

389

385

145

20,1

76,3

94,9

Pr

41,1

-

41,1

17,8

37,5

-

14,4

3,29

8,42

10,2

Nd

174

143

136

48,8

167

179

52,0

14,3

26,6

30,3

Sm

24,7

21,4

19,7

5,68

21,7

23,3

6,6

2,42

3,62

4,11

Eu

6,33

5,01

4,48

1,83

5,29

5,56

1,8

0,568

0,92

0,99

Gd

17,0

13,6

11,7

5,54

12,9

14,6

3,9

2,04

2,27

2,83

Dy

7,6

6,72

6,89

2,53

5,8

6,01

2,15

1,75

1,58

1,87

Er

2,64

2,86

2,2

1,47

2,32

2,99

-

0,77

0,61

0,76

Yb

2,0

1,88

1,61

1,07

1,54

1,47

0,71

0,94

0,58

0,74

Lu

0,26

-

0,29

0,27

0,22

 

0,10

0,20

0,12

0,15

Примечание. 1 - Монцогаббро (массив Эчуайн); 2 - монцогаббро (массив Клуни); 3 - монцодиорит (массив Хелмслэйд); 4 - монцодиорит (массив Страт Хэллэдэйл); 5, 6 - сиениты (массив Лоч Лойэл); 7 - умеренно-щелочной гранит (массив Гленэлг-Рэтэгэйн); 8 - умеренно-щелочной гранит (массив Клуни); 9 - умеренно-щелочной гранит (массив Хелмслэйд); 10 - умеренно-щелочной лейкогранит (массив Хелмслэйд).

На диаграмме K2O - SiO2 породы региона располагаются в поле шошонитовой серии (рис. 35).

Модели распределения REE отвечают высоко фракционированному типу. Отношения La/YbN, нормированные по хондриту, превышают 10-50.

Радиогенные изотопы стронция и неодима позволяют выделить два крайних типа шошонитовых гранитоидов и один промежуточный. Первый из них (массив Клуни) характеризуется наибольшей изотопной «деплетированностью» со значениями Nd, варьирующими от 3,2 до 2,6 и соотношениями 87Sr/86Sr между 0,7047 и 0,7052. Содержание стабильного изотопа 18О в этом типе варьирует от 7,3 до 8,7 ‰.

Рис. 35. Диаграмма K2O - SiO2 по [Peccerillo, Taylor, 1976] для пород Западного Куньлуня. Серии пород: I - толеитовая; II - известково-щелочная; III - высококалиевая известково-щелочная; IV - шошoнитовая. Породные типы: 1 - монцогаббро; 2 - монцодиориты; 3 - сиениты; 4 - граниты; 5 - лейкограниты

Второй крайний тип - изотопно «обогащённый» (массивы Хэлмсдэйл, Стрэт Хеллэдэйл, Лоч Лойял, Роггарт, характеризуется отрицательными значениями Nd (от -3,0 до -11), повышенными соотношениями 87Sr/86Sr, варьирующими от 0,7065 до 0,7094. Стабильный изотоп кислорода даёт более широкий разброс значений 18О от + 7,1 до 10,6 ‰. Промежуточный тип - шошонитовые гранитоиды плутона Стронциан, в которых обнаруживаются как низкие положительные значения, так и слабо отрицательные значения Nd (от 1,3 до -0,1), а отношения 87Sr/86Sr ранжируются от 0,7052 до 0,7085. Для этого типа характерны самые низкие параметры стабильного изотопа кислорода (18О от +6,7 до +8,0).

Проведена конвергенция изотопной корреляции для каледонских сиенитов и гранитов, позволившая определить Каледонский Родоначальный Магматический Тренд (CPMA) на пересечении данных по индивидуальным плутонам, который охватывает изотопный спектр возможной родоначальной магмы шошонитовых гранитоидов террейна Северного Хайлэнда (рис. 36).

СPMA? - представляет гипотетический Каледонский Родоначальный Магматический Тренд, локализованный на пересечении данных полей индивидуальных плутонов (в поле диаграммы цифрами показаны значения стабильного изотопа кислорода (18О).

Для плутона Рогарт проведена проверка возможного механизма фракционной кристаллизации и коровой ассимиляции (AFC модель) по методике С. Айтчисона и А. Фореста [Aitcheson, Forrest, 1994]. Установлено, что аппиниты и шошонитовые гранитоиды плутона Рогарт формировались из мантийно-производной родоначальной магмы, которые эволюционировали по механизму фракционной кристаллизации и небольшого объёма коровой контаминации. По указанной выше методике на основании изотопных данных установлено, что фомирование аппинитов и гранитоидов Рогарт плутона происходило в процессе AFC просесса с контаминацией около 30 % кристаллических пород комплекса Мойн амфиболитовой фации метаморфизма [Fowler et all., 2008].

Рис. 36. Nd-Sr-O изотопные данные для шошонитовых пород плутонов Северного Хайлэнда

Высоко Ba-Sr магмы, согласно Тарне и Джонсу [Tarney, Jones, 1994], могут быть обязаны возможной субдукции океанической коры. Позднее на генезис этих магм было предложено их формирование в адакитовой магматической камере путём плавления базальта с заметной деплетированностью тяжёлыми REE и Y, обусловленных остаточным гранатом или амфиболом [Martin, 1999; Condie, 2005]. Для пород каледонских плутонов такой механизм противоречит имеющимся соотношениям Ba/Sr и K2O/Na2O и соотношение тяжёлых и лёгких REE. Расчёты показали, что для генерации высоко Ba-Sr сиенитов и гранитов региона Британской каледонской провинции главную роль играли мантийно-производные магмы, фракционная кристаллизация и контаминация пелагических осадков карбонатного состава, а также различных источников (Левизианских гранулитов до 20 % и кристаллических сланцев Мойн от 40 до 20 %) [Fowker et all., 2008] (рис. 37).

Рис. 37. Модели фракционной кристаллизации и ассимиляции корового материала при формировании шошонитовых гранитоидов для Британской каледонской провинции

Таким образом, следует указать, что полная история формирования указанных шошонитовых пород сиенитового и гранитного состава Британской каледонской провинции включала эволюцию мантийно-производной мафической магмы, крситаллизацией полевошпатовых ассоциаций в средне-коровой магматической камере, где имела место коровая ассимиляция. С другой стороны, сиениты являлись результатом пролонгированного кристалл-фракционирования мафических ассоциаций на глубине, где были инкорпорированы Левизианские гранулиты нижней коры.


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