Научная электронная библиотека
Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

Глава 4. ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ ШОШОНИТОВЫХ ГРАНИТОИДОВ

Экспериментальные и теоретические исследования показали, что различные по кислотности магмы характеризуются своими типоморфными составами летучих компонентов во флюидах [Коваленко, наумов, Богатиков, 1986; Коваленко, Ярмолюк, Богатиков, 1993; Летников, 2001].

Базитовые магмы богаты летучими компонентами С-О (СО2) и бедны водой. На основе изучения сингенетичных расплавных и флюидных включений в минералах магматических пород установлено широкое развитие процессов дегазации (кипения) магм с выделением в собственную фазу для базальтов СО2, а для фельзических магм - Н2О.

Из анионных комплексов флюидов большую роль в процессах рудообразования играют Cl, F, B, S, C.

Хлор обладает довольно высокой распространённостью в кислых магмах. Коэффициент распределения между расплавом и флюидом для хлора в пользу последнего и это чрезвычайно важно в селекционировании и переносе металлов хлоридными комплексами. Хлор обладает высокой комплексообразующей способностью с рудными элементами, в том числе, золотом. Поведение хлора в расплавах сложное. Установлен хлоридный цикл в процессе рудообразования с его участием [Tarney, Jounes, 1994; Vigneresse, 2007]. В этом цикле вначале образуется HCl во флюиде в результате кипения кислого расплава при его подъёме с глубоких уровней к поверхности. Затем HCl участвует в кислотном выщелачивании рудных компонентов и их транспортировке вплоть до отложения при нейтрализации флюидов, снижении Т, Р, изменении фугитивности кислорода, солёности раст-
воров, их рН.

Такие летучие компоненты, как фтор и бор значительно понижают солидус гранитного расплава. Кроме того, они образуют комплексные соединения с некоторыми рудными компонентами и участвуют в их переносе к участкам рудоотложения.

Сера играет важную роль в рудогенезе колчеданных, медно-порфировых и других месторождений. По данным К. Бэрнхема [Burnham, 1969; Burnham, 1979] 0,17 мас. % S в гранодиоритовом расплаве достаточно для его рудоносности. По его мнению, 50-90 % серы магмы переходит во флюид в виде SO2, которая в результате ряда реакций приводит к переносу рудных компонентов флюидов и осаждению сульфидных медных руд. Предполагается магматогенный источник серы для медно-порфировых месторождений.

На основании экспериментальных данных установлено, что растворимость серы в базитовых расплавах при температуре 1100-1400 С и давлении 5-15 кбар составляет 0,1-0,15 мас. %. При насыщении серой основных расплавов происходит их расслоение на несмешивающиеся сульфидную и силикатную жидкости. При плавлении базальта с добавлением FeS и последующей кристаллизации расплава при температуре 1300 С выделяются магнитные железо-сульфидные глобули и гомогенное силикатное стекло. При этом золото селекционируется глобулями. Коэффициент рапсределения золота между сульфидным и силикатным расплавами достигает 200.

Участие флюидов и летучих компонентов в системе расплав-флюид особенно важно в том, что в присутствии последних происходит более глубокая, чем без флюидов, дифференциация магм, а следовательно, и селекционирование летучими рудных компонентов.

А.Ф. Коробейниковым [Коробейников, 1995; Коробейников, 2001] проведено изучение распределения золота в минералах последовательных фаз кристаллизации в породах различных по кислотности магм. Установлено фракционирование золота в процессе кристаллизации магм с резким накоплением его в поздних гранитоидах благодаря накоплению металла в остаточных расплавах при дифференциации магм.

Интересные данные получены при изучении концентраций хлора и фтора в биотитах гранитоидов различных типов месторождений. Ранее нами показана на примерах золотоносных интрузий Горного Алтая и Горной Шории унаследованность флюидного режима магматических процессов и связанных с ними постмагматических образований продуктивного золоторудного этапа [Гусев, 1994; Гусев, 2003].

По данным В.В. Холоднова и И.Н. Бушлякова [Холоднов, Бушляков, 2000], по соотношениям Cl и F в биотитах интрузивных пород Урала и других складчатых областей выделены поля габбро-плагиогранитных комплексов с золото-сульфидно-кварцевым оруденением, гранитоидных интрузий с золото-медно-молибден-порфировым, оловянным и бериллий-тантал-ниобий-литиевым оруденением, которые существенно перекрываются, указывая на возможность образования в природе комплексных редкометалльных месторождений с золотом. Такие комплексные объекты золото-вольфрамовые, золото-оловорудные известны в Якутии, в Адыча-Чаркинском рудном районе. Петрогеохимические особенности гранитоидов этого района, с которыми связано комплексное оруденение, позволяют их относить к редкометалльным гранитоидам щелочного ряда (по Л.В. Таусону), или А1-типу анорогенных гранитоидов. В биотитах этих гранитов фиксируются повышенные концентрации фтора и хлора с соотношением Cl:F от 0,3 до 0,8. Аналогичные гранитоиды А1-типа встречаются и в Горном Алтае (массивы Атуркольский, Тавдушинский, Карагу), с которыми связано сходное золото-редкометалльное скарновое оруденение.

Для редкометалльного оруденения гранитоидов Горного Алтая, с которыми связано оруденение вольфрама, молибдена, бериллия, лития, тантала, ниобия, олова оценены параметры флюидного режима и установлено, что месторождения перечисленных металлов парагенетически связаны с редкометалльными гранитоидами щелочного ряда, плюмазитовыми редкометалльными лейкогранитами и палингенными гранитами известково-щелочного ряда [Гусев, 2005]. Положение фигуративных точек составов биотитов редкометалльных гранитоидов Горного Алтая, а также некоторых массивов белокурихинского комплекса относительно низко- высокофтористых систем на диаграмме по [Аксюк, 2000] показано на рис. 38.

 

Рис. 38. Диаграмма lg MHF - температура по [Аксюк, 2000] для редкометалльных гранитоидов Горного Алтая (составлена А.И. Гусевым). Редкометалльные гранитоиды региона: 1 - биотитовые граниты 1 фазы Алахинского штока; 2 - сподуменовые гранит-порфиры 3 фазы; 3 - сподуменовые гранит-порфиры даек; 4 - лейкократовые граниты 2 фазы Алахинского штока; 5 - гранит-порфиры массива Джулалю; 6 - гранит-порфиры Каракольского массива; 7 - лейкограниты 2 фазы Каракольского массива; 8 - биотитовые порфировидные граниты 1 фазы Калгутинского массива; 9 - онгониты даек;  10 - гранит-порфиры Тавдушинской интрузии; 11 - биотитовые гранит-порфиры  1 фазы Атуркольского массива; 12 - лейкограниты 2 фазы Атуркольского массива; 13 - лейкограниты Колыванского массива; 14) - лейкограниты Осокинского штока из Белокурихинского массива; 15 - биотитовые граниты Белокурихинского массива;  16 - граниты Белокурихинского массива; 17 - граниты Белокурихинского массива;  18 - биотитовые граниты 1 фазы Майорского массива; 19 - лейкограниты 2 фазы Майорского массива; 20 - лейкограниты 2 фазы Тулатинского массива; 21 - биотитовые граниты 1 фазы Тулатинского массива; 22 - меланограниты 1 фазы Синюшинского массива; 23 - гранит-порфиры 2 фазы Синюшинского массива; 24 - лейкограниты  3 фазы Синюшинского массива; 25 - пегматиты из гранитоидов Синюшинского массива; 26 - низкофтористый тренд медно-молибден- порфировых систем по [Аксюк, 2000];  27 - высофтористый тренд высокопродуктивных редкометалльных  гранитоидов (Этыка, Акчатау)

Вещественный состав и условия залегания гранитоидов Белокурихтнского ареала типичны для гранит-лейкогранитовой формации (пералюминиевые граниты) [Владимиров, Пономарёва и др., 1997]. С породами заключительной фазы связаны месторождения вольфрама, проявления молибдена. К жильным пегматитам приурочены проявления бериллия, лития и тантало-ниобиевая минерализация. Параметры флюидного режима гранитоидов и пегматитов приведены в табл. 21.

Р-Т условия кристаллизации гранитоидов свидетельствуют о том, что в начальных фазах становления Белокурихинского массива (гранодиориты, граниты) температуры кристаллизации были относительно повышенными (790-760 °С) при максимально низких концентрациях фтора в магматогенных флюидах и их низкая восстановленность. Для биотитов этих гранитоидов характерны пониженная железистость и повышенная глинозёмистость. В структуре биотитов наблюдаются низкие показатели алюминия октаэдрической координации (см. табл. 21). Общие давления в период солидуса ранних фаз гранитоидов не превышали 1-3 МПа (по соотношению AlIV и AlVI роговой обманке гранодиоритов и меланогранитов). В целом породы Белокурихинского ареала кристаллизовались в чрезвычайно окислительных условиях, и их солидус осуществлялся выше магнетит-гематитового буфера (см. рис. 26).

Таблица 21 Некоторые параметры флюидного режима гранитоидов и пегматитов Белокурихинского ареала

Породы

Т °С

Lg fO2

Kвoc

f

l

AlVI

MHF

Белокурихинский массив

 

Гранодиориты

790

-1,0

0,03

55,3

30,2

0,04

0,0068

Граниты

760

-1,8

0,04

61,7

31,4

0,05

0,013

Лейкограниты

730

-2,0

0,07

60,0

19,0

-0,04

0,082

Пегматиты

540

-13,8

0,39

64,3

17,8

-0,23

0,521

Курановский шток

 

Граниты

650

-4,5

0,04

66,0

25,0

0,39

0,061

Лейкограниты

640

-4,8

0,06

64,0

23,0

0,35

0,087

Черновской шток

...

645

0,3

0,11

66,5

24

0,35

0,096

Осокинский шток

Лейкограниты

660

0,5

0,03

65,0

24,0

0,34

0,014

Примечание. Т, °С - температура кристаллизации в градусах; Lg fO2 - логарифм фугитивности кислорода; Kвос - коээфициент восстановленности флюидов; f - железистость биотита; l - глинозёмистость биотита; AlVI - алюминий в октаэдрической позиции в структуре биотита; MHF - концентрации плавиковой кислоты во флюиде (моль/дм3) по [Аксюк, 2000].

Умеренно-щелочные граниты и лейкограниты Осокинского, Черновского и Курановского штоков кристаллизовались при значительно более низких температурах (640-660 °С), В магматогенных флюидах лейкогранитов значительно более высокие концентрации плавиковой кислоты, которая, вероятно, и ответственна за снижение температуры солидуса этих пород, а также потенциальной рудоносности. Известна высокая роль фтористых лигандов и комплексов в переносе таких металлов как вольфрам, молибден, бериллий, рубидий и другие. В составе биотита характерны высокие концентрации алюминия октаэдрической координации (0,34-0,39). В отличие от них в биотитах лейкогранитов Белокурихинского массива наблюдается дефицит алюминия октаэдрической координации (до -0,04). Ещё больший дефицит октаэдрического алюминия наблюдается в пегматитах. В последних произошла контрастная инверсия восстановленности флюидов (0,39). В них же на порядок увеличилась концентрация HF во флюидах (рис. 40). Лейкограниты Осокинского массива кристаллизовались при самых высоких окислительных условиях (рис. 39).

Рис. 39. Диаграмма fO2 - T °С условий формирования биотитов гранитоидов белокурихинского ареала. Окислительно-восстановительные буферы:  МН - магнетит-гематитовый, NNO - никель-бунзенитовый, QFM - кварц-фаялит-магнетитовый; Lg fO2 - логарифм фугитивности кислорода; Т °С - температура кристаллизации гранитоидов в градусах. Белокурихинский массив: 1 - гранодиориты,  2 - граниты, 3 - лейкограниты; Курановский шток: 4 - граниты,  5 - лейкограниты; Осокинский шток: 6 - лейкограниты

Рис. 40. Диаграмма LgMHF - T °C для гранитоидов и пегматитов Белокурихинского плутона. Белокурихинский массив: 1 - гранодиориты, 2 - граниты, 3 - лейкограниты, 4 - пегматиты; Курановский шток: 5 - граниты, 6 - лейкограниты; Осокинский шток: 7 - лейкограниты;  8 - низкофтористый тренд; 9 - высокофтористый тренд по [Аксюк, 2000]

Флюидный режим магматических образований Айского ареала характеризовался обилием различных летучих компонентов, и в первую очередь, фтором, водой, бором, фосфором. Экспериментальные данные по изучению кислых расплавов [Коваленко, Наумов, Богатиков, 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. 20) также указывает на потенциальную рудоносность заключительных фаз становления (лейкограниты с флюоритом), приближающийся по своим значениям к индексу редкометалльности плюмазитовых редкометалльных лейкогранитов.

Потенциальная рудоносность интрузивных образований может быть определена путём вычисления редкометалльного индекса - F(Li + Rb)/(Sr + Ba) по Л.В. Таусону с учётом особенностей флюидного режима и концентраций летучих компонентов в них (фтора, воды, бора). В табл. 22 приведены необходимые данные и значения вышеуказанного индекса.

Таблица 22 Концентрации редких элементов и значения редкометалльного индекса  в породах Айского ареала

Породы

F, %

Li, г/т

Rb, г/т

Sr, г/т

Ba, г/т

F(Li + Rb)/(Sr + Ba)

Монцогаббро

0,02

21,2

95

1950

2070

5,78

Монцониты

0,03

20,5

104

2720

1970

7,96

Меланосиениты

0,04

30,1

125

2200

2500

13,2

Сиениты

0,08

18,8

109

8750

1956

9,54

Граносиениты

0,10

27,6

78,9

630

750

77,2

Граниты

0,12

55

145

280

310

406,8

Лейкограниты

0,22

4,5

164

20

40

6178,3

Лейкограниты
с флюоритом

0,85

10,8

172

7

20

57548,1

Анализ табл. 22 показывает, что от монцогаббро к лейкогранитам с флюоритом происходит заметное увеличение концентраций фтора и редкометалльного индекса. При этом величина последнего (6178,3) и петро-геохимические параметры умеренно-щелочных лейкогранитов весьма близки таковым для плюмазитовых редкометалльных лейкогранитов (редкометалльный индекс 6800). Аналогичные параметры для лейкогранитов с флюоритом приближаются к литий-фтористым гранитам, с которыми пространственно и парагенетически связано грейзеновое и пегматитовое оруденение олова, тантала, ниобия в изучаемом районе.

Флюидный режим шошонитовых гранитоидов Кавказских минеральных Вод.

Примечательная особенность флюидного режима магматитов ареала 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, соотвественно) (см. табл. 2), что связано с аномальными параметрами флюидного режима в точках отбора проб. Некоторые параметры флюидного режима сведены в табл. 23.

Таблица 23 Параметры флюидного режима гранитоидов кавминводского комплекса

Фазы
гранитоидов

T C

fO2

fH2O

PH2O

PCO2

у

lgfHF

lgfHCl

Kвос

(pH2O + pCO2)

pH2O

MHF

Граносиенит-порфир
г. Змейка

810

0,23

960

1015

1230

189,8

-1,55

0,25

2,21

-2,11

Граносиенит-порфир
г. Верблюдка

800

0,20

950

1010

1220

189,6

-1,59

0,26

2,21

-2,12

Гранит-порфир
г. Бештау

750

0,15

515

965

930

190,6

-1,35

0,23

1,96

-2,15

Лейкогранит-порфир
г. Бык

740

0,12

920

980

995

189,6

-1,19

0,30

2,20

-1,85

Лейкогранит-порфир
г. Бык

720

0,11

520

1320

1680

188,2

-1,1

0,31

2,37

-1,25

Примечание. T C - температура кристаллизации пород; lg fO2 - логарифм фугитивности кислорода; fH2O - фугитивность воды; pH2O, pCO2 - парциальное давление воды и углекислоты; lgfHF/lgfHCl - отношение фугитивностей плавиковой и соляной кислот; Квост - коэффициент восстановленности флюидов; (pH2O + pCO2)/pH2O - отношение суммы парциальных давлений воды и углекислоты к парциальному давлению воды; MHF - концентрации плавиковой кислоты во флюидах в моль/дм3 по [Аксюк, 2000]; у- потенциал ионизации биотита по В.А. Жарикову. Фугитивности и парциальные давления даны в килобарах.

Температура кристаллизации пород кавминводского комплекса варьировала в широком интервале - от 720 до 810 С. При этом самые низкие температуры кристаллизации связаны с высокой обводнённостью и флюидонасыщенностью массива г. Бык. Лейкогранит-порфиры с температурой кристаллизации 740 С соответствуют породе, где проявлен М-тип тетрад-эффекта. Этому типу отвечают условия с наиболее высокими значениями и парциальных давлений воды и углекислоты и более восстановленный режим. W-типу тетрад-эффекта отвечает лейкогранит-порфир с обильным поглощением вадозных вод магматогенными флюидами, о чём свидетельствуют самые высокие показатели парциальных давлений воды и углекислоты. Этой ситуации отвечают наиболее высокие отношения суммы парциальных давлений воды и углекислоты к парциальному давлению воды. Этот высокий показатель указывает на возможность взрывного характера образования пород. В целом становление пород кавминводского комплекса происходило при высоком общем давлении, превышающим 3 кбара.

Таким образом, проявление двух типов тетрадного эффекта фракционирования редкоземельных элементов обусловлено различной ролью фтора в магматогенных флюидах и ассимиляцией вадозной воды при становлении массива г. Бык, где и проявлены оба типа тетрад-эффекта. Для флюидов с проявлением тетрадного эффекта характерны наиболее высокие значения восстановленности флюидов, высокие показатели концентраций фтора во флюидах. Аномальные параметры флюидного режима магматогенных флюидов проявлены вблизи рудных тел, что указывает на влияние на оруденение повышенных концентраций плавиковой кислоты и воды при редуцированной обстановке. Последняя может быть связана с более восстановленными трансмагматическими флюидами, поступавшими в глубинный очаг. Не исключено, что более высокая восстановленность флюидов может быть обусловлена контаминацией корового материала, обогащённого углеродом.

В целом, по нашему мнению, формирование шошонитовой серии пород кавминводского комплекса, происходило с участием плюмовой составляющей, на что указывает крупная мантийная астенолинза аномально разогретого и разуплотнённого материала, контролируемая Транскавказским поперечным разломом, на глубинах 20-30 км. На влияние мантийного плюма может указывать и наличие в Центральном сегменте Большого Кавказа выявленное аномальное глубинное строение с образованием блока коро-мантийной смеси над растущим мантийным диапиром. Мантийный диапир способствовал в процессе своего подъёма и развития генерации громадных объёмов мантийных флюидов, высоко флюидизированных магматических комплексов, различной степени контаминации мантийными магмами корового материала.

 


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