Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПЕТРОЛОГИЯ ЗОЛОТОГЕНЕРИРУЮЩЕГО МАГМАТИЗМА

Гусев А. И.,

3.2.1.Гранитоиды окисленного I-типа.

С гранитоидами окисленного I-типа связаны различные типы оруденения золота: жильные золото-сульфидно-кварцевые (Центральное, Берикуль, Комсомольское, Спасское и другие в Кузнецком Алатау), золото-медно-скарновые (Натальевское в Кузнецком Алатау, Синюхинское, Топольнинское и другие в Горном Алтае, Ольховско-Чибижекское в Восточном Саяне, Тарданском в Тыве, Кичи-Сандык, Куру-Тегерек в Северном Тянь-Шане, Ичкеульмес в Северном Казахстане и другие).

Типичными окисленными гранитоидами являются пёстрые по составу интрузивные образования синюхинского интрузивного комплекса (D1-2) Горного Алтая.

Петротипический Синюхинский массив гранитоидов располагается в междуречье Сейка – Иня в пределах Кебезенского тектонического блока Балхашско-Садринской структурно-формационной зоны. В пространственной связи с ним выделен Синюхинский медно-золоторудный узел, охватывающий несколько рудных полей, приуроченных к его краевым частям: Синюхинское, Ишинское, Ашпанакское. В связи со значительной рудоносностью Синюхинского массива он привлекал большое количество исследователей разного направления (съёмщиков, поисковиков, петрологов, специалистов-рудников), что не могло не сказаться на неоднозначных трактовках многих вопросов, связанных с его объёмом, названием, условиями становления, роли в рудообразовании. Традиционно на указанной территории рассматривался Саракокшинский массив [Домарев, Высокоостровская, Опарин, 1961; Кононов, 1981; Лузгин, 1997]. В конце 80-х – начале 90-х годов в процессе проведения съёмки масштаба 1:50 000 В.В. Даниловым, С.И. Федаком и другими из Саракокшинского массива выделены самостоятельные разновозрастные массивы: Инской (Синюхинский), Цыганский и Саракокшинский. Название «Саракокшинский» сохранено только для южной (габбро-плагиогранитовой) части бывшего гетерогенного массива площадью около 600 км2. В южном контакте Саракокшинского массива (Є1) по рекам Кульбич, Юля зафиксировано надвигание плагиогранитоидов на меланократовые породы «вмещающей рамы». Северную часть бывшего «Саракокшинского» массива занимает Синюхинский массив (D1-2), впервые выделенный под таким названием и детально описанный А.И. Гусевым и Н.И. Гусевым [Гусев, 1994; Гусев, 2003; Гусев, Гусев, 1997; Гусев, 2007]. С.П. Шокальским, Г.А. Бабиным и другими в монографии [Шокальский и др., 2000] Синюхинский массив назван Югалинским и под таким названием введен в ранг одноименного комплекса с трёх фазовым членением, но в значительно искажённом виде (без гранит-порфиров, но с лейкогранитами, а также умеренно-щелочными гранодиоритами, монцонитами, которые, на самом деле, относятся или к турочакскому, или к кызылташскому комплексам). Перечисленные лейкограниты, умеренно-щелочные гранодиориты и монцониты относятся к А-типу гранитов, в то время как гранитоиды Синюхинского массива диагностируются I-типом. Такое понимание синюхинского комплекса, где смешаны гранитоиды различного генезиса и разной геодинамической обстановки формирования, вызывает возражение, так как не способствует объективной оценке его потенциальной рудоносности и пониманию связи разнотипного оруденения (медного, медно-золоторудного, молибден-вольфрамового) и магматизма. Следует отметить, что на р. Югале обнажены лишь гранодиориты и кварцевые диориты, но совершенно отсутствуют дайковые образования и какое-либо оруденение, а на р. Синюхе зафиксированы все фазовые разновидности – габбро, диориты, кварцевые диориты, гранодиориты, тоналиты, граниты, гранит-порфиры. Здесь же развиты и самые многочисленные рои даек «второго этапа» пёстрого состава, сопровождающие массив. Пространственно с этой частью Синюхинского массива и его сателлитов связано наиболее концентрированное и крупномасштабное золото-медно-скарновое Синюхинское месторождение, многочисленные проявления меди, золота и не достаточно изученное скарновое и грейзеновое молибденит-шеелитовое с бериллием и оловом оруденение Карлагинского участка. Эта южная краевая часть Синюхинского массива изучена на глубину от 200 до 1500 м сетью скважин и не была принята во внимание при выделении югалинского комплекса С.П. Шокальским, Г.А Бабиным и другими [Шокальский и др., 2000]. В таком объёме описываемый комплекс к сожалению вошёл в серийную Легенду с игнорированием полного авторского описания и традиционного понимания объёма и названия
[Гусев, 2003; Гусев, Гусев, 1997; Гусев, 2007]. До сих пор в литературе отсутствует описание югалинского комплекса, что ставит под сомнение его валидность в серийной Легенде.

Синюхинский массив образует тело удлинённой формы в широтном направлении на 20 км общей площадью более 120 км2. В юго-западной части массив интрудирован Цыганским штоком лейкогранитов кызылташского комплекса (D2) площадью 12 км2, который также вытянут в широтном направлении. Каждый массив сопровождается дайковыми образованиями, насчитывающими разное количество фаз внедрения. Интрузивные массивы прорывают вулканогенно-осадочные и терригенные породы от нижнего кембрия до среднего девона. Кроме крупных массивов, указанных выше, на площади Синюхинского рудного узла закартированы малые интрузии и дайки, сопоставляемые с турочакским комплексом гранитов и умеренно-щелочных лейкогранитов (D2).

В составе Синюхинского массива выделяется 4 фазы внедрения:

1) габбро роговообманковые, кварцевое габбро;

2) диориты, кварцевые диориты;

3) гранодиориты, тоналиты;

4) граниты.

Уран-свинцовым датированием по циркону из кварцевых диоритов Синюхинского массива по ручью Туровитому получена цифра 400 млн. лет.

Габбро амфиболовое крупнокристаллическое и кварцевое габбро достоверно зафиксированы в левом борту р. Синюхи, а также в междуречье Синюхи и Сейки, где они образуют три небольших фрагмента площадью до 0,5-1,0 км2. Все фрагменты габброидов вскрыты скважинами. Габбро амфиболовое с типичной габбровой структурой, характеризующейся почти одинаковым идиоморфизмом плагиоклаза и мафического минерала, местами – гломеропорфировой. Состав ( %): плагиоклаз (лабрадор-андезин) – 40-45, роговая обманка – 30-40, клинопироксен – 10, ортопи- роксен – 10, кварц – 1-2, калиевый полевой шпат – 1-2, биотит – 1-3. Акцессорные минералы представлены магнетитом, ильменитом, сфеном. Местами среди гломеропорфировых скоплений зёрен роговой обманки встречаются кристаллы клинопироксена. Плагиоклаз сильно деанортитизирован. Диагностируется андезином-лабрадором (An48-53). Местами плагиоклаз зонален. Ядерные части таких кристаллов соссюритизированы и серицитизированы. В результате сильной деанортитизации плагиоклаз диагностируется андезином №37-39. Роговая обманка плеохроирует в оттенках синевато-зелёного цвета и определена как паргасит (f = 45,9, l = 26,3). На диаграмме (рис. 6) составы амфиболов близки к гастингситу.

Рис. 5. Схематическая геологическая карта Синюхинского рудного поля (составлена автором с использованием материалов О.С. Корольченко, В.Н. Днепровского, В.Г. Ворошилова,
С.М. Карлагина и др.). 1 – конгломераты чойской свиты; 2 – сланцы, алевролиты еландинской свиты; 3 – туфы и лавы базальтов, андезитов, трахибазальтов усть – семинской свиты; 4 – граниты турочакского комплекса; 5 – граниты четвёртой фазы внедрения синюхинского комплекса; 5 – гранодиориты третьей фазы; 6 – диориты третьей фазы; 7 – габбро первой фазы синюхинского комплекса; 8 – плагиограниты саракокшинского комплекса; 9 – скарны; 10 – золото – меднорудные тела; 11 – месторождения и участки (1 – Западный, 2 – Первый Рудный, 3 – Ыныргинский, 4 – Рудная Сопка, 5 – Западно-Файфановский, 6 – Файфановский, 7 – Тушкенекский, 8 – Полушахтный, 9 – Карлагинский, 10 – Южный

Рис. 6. Диагармма ACa – ASi (по С.П. Кориковскому) составов роговых обманок Синюхинского массива: 1 – габбро, 2 – диориты, 3 – тоналит, 4 – гранодиориты.
Aca = (Na + K)•100/(Na + K + Ca); ASi = (AlIV + Ti)•100/(AlIV + Ti + Si)

Изредка среди скоплений амфибола отмечается ксеноморфный клинопироксен. По составу он отвечает низко железистому и низко глинозёмистому авгиту (f = 23,5, l = 5,0) (табл. 5). Редкие чешуйки и листочки биотита диагностируются высоко железистой разностью ряда аннит-сидерофиллита (f = 60,6, l = 30,3). Биотит из габбро характеризуется самой высокой титанистостью из всех пород Синюхинского массива (табл. 6). Микроклин ксеноморфен с расплывчатой двойниковой микроструктурой.

Таблица 5

Составы пироксенов и амфиболов пород Синюхинского массива (мас. %)

Примечание. Анализы выполнены микрозондовым анализом в лаборатории ИГГиГ СО РАН (Новосибирск). Габбро: 1 – клинопироксен; 2, 3 – амфибол; диорит: 4, 5 – амфибол; тоналит: 6 – амфибол; гранодиорит: 7, 8, 9 – амфибол.

Таблица 6

Составы биотитов пород Синюхинского массива и даек

Примечание. Синюхинский массив: 1 – габбро; 2 – диорит; 3 – кварцевый диорит; 4 – гранодиорит; 5 – тоналит; 6 – гранит; 7 – гранит-порфир; дайки: 8 – гранодиорит; 9 – гранит-порфир.

Вторая фаза внедрения Синюхинского массива включает крупно-среднезернистые диориты и кварцевые диориты. Они имеют призматически-зернистую микроструктуру, местами гипидиоморфнозернистую, изредка порфировидную. Состав пород ( %): плагиоклаз – 35-45, роговая обманка – 29-30, биотит – 5-10, калиевй полевой шпат – 5-10, кварц – 0-10, клинопироксен – единичные зёрна. Из акцессориев отмечены апатит, сфен, сульфиды. В порфировых разностях появляется интрателлурическая фаза плагиоклаза I с отчётливой прямой зональностью. Ядерные части порфировых выделений интенсивно соссюритизированы и карбонатизированы. Периферическая каёмка зональных кристаллов имеет андезиновый состав и слабо пелитизирована. Основная ткань порфировых пород и афировых разностей характеризуется ортомагматической последовательностью кристаллизации в порядке: клинопироксен – роговая обманка – биотит – плагиоклаз – кварц – микроклин. Роговая обманка представлена паргаситом (f = 53,0, l = 16,0). На диаграмме (рис. 1) составы амфиболов диоритов занимают промежуточное положение между гастингситом и эденитом. Резко плеохроирующий биотит относится к ряду аннит-сидерофиллит с меньшими значениями железистости и глинозёмистости, чем в габброидах (f = 56,8, l = 28,4). Характерной особенностью биотитов почти всех пород Синюхинского массива (от габбро до гранитов) и даек второго этапа является пониженная глинозёмистость и отчётливо проявленный «мусковитовый» тип изоморфизма (2AlIV + ?VI - 3Mg) с вакансией AlVI в триоктаэдрической позиции биотита. Характерно резкое увеличение в структуре биотита из диоритов доли фтор- и хлор-биотита (табл. 3). Плагиоклаз II генерации (основной ткани породы) диагностируется андезином №34-37. Местами содержит мирмекитовые вростки кварца на стыке зёрен с КПШ. На плохую гомогенизацию расплава указывают обильные включения кварца в плагиоклазе.

Третья интрузивная фаза сложена биотит-роговообманковыми среднезернистыми тоналитами и гранодиоритами. На участке Рудная Сопка тоналиты в виде апофиз секут габбро 1 фазы и содержат ксенолиты последних размерами 5-15 см. Тоналиты – среднезернистые породы с гипидиоморфнозернистой микроструктурой. Состоят ( %): плагиоклаз (андезин) – 50-60, кварц – 20-25, роговая обманка – 10-15, биотит – 10-15, калиевый полевой шпат-5-10. Акцессории ограничены сульфидами, сфеном, апатитом. Плагиоклаз по содержанию анортитовой молекулы относится к андезину № 35-38. Бурый амфибол по составу отвечает обыкновенной роговой обманке (f = 62,9, l = 19,9) (табл. 1). На диаграмме (рис. 6) состав биотита занимает промежуточное положение между эденитом и глаукофаном. Биотит по оптическим показателям и составу относится к ряду аннит-сидерофиллита (f = 49,4–51,3, l = 31,0–31,1) (рис. 7).

Рис. 7. Классификационная диаграмма Al–Fe–Mg для биотитов Синюхинского массива и даек. Синюхинский массив: 1 – габбро, 2 – диориты, 3 – тоналиты, 4 – гранодиориты,
5 – граниты, 6 – лейкограниты; дайки: 7 – тоналитов, 8 – гранодиоритов

Гранодиориты имеют порфировое сложение. В интрателлурической фазе присутствуют плагиоклаз, биотит, роговая обманка. Структуры их гипидиоморфнозернистая и гломеропорфировая. Состав ( %): плагиоклаз – 35-45, калиевый полевой шпат – 15-20, биотит – 5-15, кварц – 20-23, роговая обманка – 0-10. Акцессорные минералы: cульфиды, апатит, сфен, циркон, магнетит, гематит. Плагиоклаз 1 генерации в порфировых выделениях относится к андезину № 31-33. Плагиоклаз основной ткани породы диагностируется олигоклазом № 26-29. Амфиболы гранодиоритов близки к гастингситу (рис. 5). Биотит гранодиоритов относится к ряду аннит-сидерофиллита (f = 49,8–52,1, l = 29,5–31,1). В нём резко возросла доля хлор-биотита (табл. 7).

Таблица 7

Некоторые характеристики биотитов Синюхинского массива

Примечание. f – общая железистость (Fe2+ + Fe3+)/(Fe2+ + Fe3+ + Mn + Mg); l – общая глинозёмистость (Al/Al + Mg + Fe + Si); AlIV – алюминий тетраэдрической координации; AlVI – алюминий октаэдрической координации; BtF – доля фтор-биотита; Cl/Cl + OH + F – доля хлор-биотита; f1 –удельная железистость относительно всех октаэдрических катионов; Mn1 – марганцовистость; Ti1 – титанистость; у – условный потенциал ионизации биотита по В.А. Жарикову [Жариков, 1967].

Граниты и гранит-порфиры развиты в южной части Синюхинского массива в верховьях р. Тушкенек. Граниты и гранит-порфиры развиты в наименее эродированной краевой части массива. Как и гранодиориты они имеют порфировое сложение. Структура основной ткани породы гипидиоморфнозернистая. Состав ( %): плагиоклаз – 40-45, калиевый полевой шпат – 14-23, биотит – 5-10, роговая обманка – 0–7, кварц – 25-35. Акцессории: апатит, сфен, магнетит, циркон. Биотит по составу отвечает ряду аннит-сидерофиллита (f = 50,2, l = 28,4) с пониженнми глинозёмистостью, железистостью, марганцовистостью и титанистостью (табл. 7).

По классификации Л.В. Таусона [Таусон, 1987] гранитоиды анализируемой системы относятся к гранитам андезитового ряда [Гусев, 2003].

Петрологические особенности плутоногенной части Синюхинской МРМС рассмотрены ранее [Гусев, 1994; Гусев, 2003; Гусев, 2007]. Следует отметить, что синюхинские магматиты по петрологическим данным аналогичны многим золото-продуктивным комплексам Алтае-Саянской складчатой области. Показательно, что с аналогичными гранитоидами связаны не только скарновые, но и жильные кварц-золоторудные месторождения [Алабин, Калинин, 1999]. Новые данные по золото-продуктивным магмо-рудно-метасоматическим системам (МРМС) Горного Алтая позволяют существенно уточнить петрогеохимические их особенности и предложить вариант перспективной оценки. Гранитоиды синюхинского комплекса попадают в поле гранитов I-типа слабо контаминированного. Мантийная природа их подтверждается также и соотношением изотопов стронция: для тоналита 87Sr/86Sr определено в 0,70513, а для гранодиоритов – 0,70528 (табл. 8).

Таблица 8

Изотопный состав стронция в золотогенерирующих гранитоидах МРМС Горного Алтая и Горной Шории

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

По соотношениям Al2O3 и TiO2 в роговых обманках различных пород Синюхинского массива глубинность формирования диоритов и гранодиоритов отвечает мезоабиссальной фации, а габброидов – гипабиссальной (рис. 8). При этом наблюдается закономерное снижение титанистости амфиболов от ранних фаз к поздним.

Следует отметить, что к мезоабиссальной фации глубинности относятся и гранитоиды таннуольского и маинского комплексов.

На диаграмме Fe2O3–FeO роговые обманки разных фаз Синюхинского массива характеризуются различным положением (рис. 9). Степень окисленности железа в роговых обманках габброидов ниже, чем в диоритах и гранодиоритах.

Рис. 8. Фации глубинности по соотношению Al2O3 и TiO2 в роговых обманках из пород Синюхинского массива:
1 – габбро; 2 – диориты; 3 – гранодиориты

Рис. 9. Окисленность железа в роговых обманках различных фаз внедрения Синюхинского массива:
1 – габбро; 2 – диориты; 3 – гранодиориты

Синюхинские акцессорные магматогенные пириты характеризуются повышенными концентрациями золота от 10,5 до 30, 35 мг/т (табл. 9). При этом, более высокие концентрации золота свойственны пиритам поздних даек. Характерно, что дайки содержат и более высокие концентрации пирита. В них отмечаются акцессории пирротина и халькопирита. Это указывает на то, что глубинный очаг, формировавший дайковую серию пород был более восстановленным и характеризовался большей насыщенность серой, что благоприятно для концентрации золота в сульфидной фазе. В интрузивных фазах Синюхинского плутона содержания золота в магнетитах низкие и их концентрации составляют 2,4-4,8 мг/т (табл. 9).

Таблица 9

Содержания золота в акцессорных магматогенных рудных минералах

Примечание. Анализы выполнены спектрохимическим методом в лаборатории Западно-Сибирского Аналитического Центра (г. Новокузнецк).

Синюхинские биотиты содержат высокие концентрации Сr, Ni, Co, Mn. Они специализированы на Аu (от 5 до 10 мг/т), Bi (до 400 г/т), Cu (до 1000 г/т) (табл. 10). Следует отметить, что в биотитах даек гранитов и гранодиоритов содержания золота, висмута, молибдена, серебра, меди намного выше, чем в интрузивных фазах Синюхинского плутона. Это указывает на более высокие концентрации указанных элементов в глубинном магматическом очаге на момент формирования дайковой серии пород.

Таблица 10

Содержания элементов-примесей в биотитах золотогенерирующих магматитов Горного Алтая (в г/т)

Примечание. Анализы выполнены количественным спектральным методом в лаборатории Западно-Сибирского Испытательного Центра (г. Новокузнецк).

Обращает на себя внимание более высокое содержание золота в биотитах из даек (15-21 мг/т). Биотит образует интрателлурическую фазу кристаллизации в породах и несет информацию о первичной мантийной обогащенности источника на указанные элементы. Характер распределения элементов-примесей в породах Синюхинского плутона на спайд-диаграмме приведены на рис. 10.

Cинюхинские гранитоиды могут быть отнесены к I-типу Sr- не деплетированному, Y-деплетированному, что отчётливо выявляется на приведенной диаграмме (рис. 7). Формирование таких гранитоидов предполагает верхнемантийный источник [Wyborn et al, 1992] и исключает их островодужную или окраинно-континентальную природу. Выплавление подобных магм происходит из источника, обогащенного гранатом, что подтверждается их деплетированностью на иттрий, и вероятно, связано с активным влиянием мантийных ингредиентов. Приведенные петрологические условия эволюции указывают на аномально утоненную земную кору при формировании Синюхинской МРМС. На утонение коры в случае синюхинской модели магмо- и флюидогенерации указывают экстремально насыщенные рои даек долеритов синюхинского (D1-2), урсульского (D3 u) и теректинского (Р2-Т1 t) комплексов, формировавшихся до и после становления оруденения. Насыщенность дайками различного состава и возраста (местами до 60 % по объему) в Синюхинском рудном поле превышают таковую дайкового пояса Индепенденс (США), где обильную насыщенность дайками связывают с утонением континентальной коры [Ague, Brimhal, 1988].

Петрохимические особенности синюхинских гранитоидов рассмотрены нами ранее [Гусев, 1994; Гусев, 2003; Гусев, 2007; Гусев, 2012], где отобраны все разновидности пород, не подверженные метасоматическим изменениям с потерями после прокаливания (п.п.п.) не более 1,8 %. Приводим более полную петрохимическую характеристику пород массива (табл. 11).

Рис. 10. Спайд-диаграммы рассеянных элементов в золотогенерирующих магмо-рудно-метасоматических системах Горного Алтая и Горной Шории:
1 – габброиды; 2 – диориты; 3 – граниты; 4 – лейкограниты; трондьемиты; 5 – монцониты;
6 – сиениты. МРМС: I – Синюхинская; II – Чойская; III – Караминская;
IV – Ульменская; V – Лысухинская; VI – Бащелакская

Таблица 11

Средние химические составы основных разновидностей пород Синюхинского массива (масс. %)

Примечание. Силикатные анализы выполнены в Аналитическом центре Запсибгеологии (г. Новокузнецк).

Появление пород с повышенной щёлочностью в составе Синюхинского массива может быть связано с несколькими причинами: 1 – наложение кремне-калиевого метасоматоза на породы массива вблизи выходов турочакских и кызылташских гранитов; 2 – компановка выборок силикатных анализов при проведении геолого-съёмочных работ без подтверждения анализов шлифами. Показательна в этом плане выборка силикатных анализов по старым непроверенным материалам и не подтверждённым шлифами в изданном листе M-45-III по Синюхинскому массиву [Туркин и др., 1997]. Громадная картотека силикатных анализов Синюхинской и Веселовской партий (более 300) в большей своей части не сопровождается шлифами. Наши данные не подтверждают наличие в составе Синюхинского массива умерено-щелочных гранодиоритов, лейкогранитов и монцонитов. Состав редких и рассеянных элементов в породах Синюхинского массива приведен в табл. 12.

Породы Cинюхинского массива характеризуются натровой тенденцией, андезитовым типом распределения РЗЭ. Последние имеют фракционированную модель распределения (нормированные отношения (La/Yb)N = 10 – 20,7). Высокие содержания стронция (340-550 г/т) указывают на формирование расплавов за счёт относительно меланократового источника на глубинах, обеспечивающих стабильность граната. Отсутствие Eu аномалии, или её нечёткое проявление может объясняться фракционированием в расплаве клинопироксена и плагиоклаза, также как плагиоклаза и роговой обманки. Значения Eu/Eu* варьируют от 0,4 у габбро до 0,8 у гранодиоритов. Модели распределения РЗЭ в породах массива отвечают слабому обогащению лёгкими РЗЭ и незначительное деплетирование средними РЗЭ. Такая картина распределения редкоземельных элементов может быть вызвана суммарным влиянием фракционирования орто- и клинопироксена. Аналогичные тенденции в эволюции петрогенезиса отмечены для массива тоналитов Саганава в Онтарио, батолита Айдахо, Ундинским гранитоидам Восточного Забайкалья, изверженного комплекса Антарпа в Австралии [Гусев. 2003]. По всем параметрам они приближаются к гранитоидам тоналит-гранодиорит-трондьемитовых ассоциаций. Согласно современным представлениям породы с подобными геохимическими характеристиками образуются в результате частичного плавления толеитовой родоначальной магмы, наиболее вероятно на мантийных глубинах за счёт эклогита, в составе которого присутствовали клинопироксен и гранат. Близкие представления разделяют австралийские петрологи, которые считают, что подобные гранитоиды с низкими концентрациями несовместимых элементов, с явным преобладанием натрия над калием, деплетированностью иттрием и недеплетированностью стронцием предполагает верхнемантийный источник плавления со стабильным гранатом [Wyborn et al, 1992].

Таблица 12

Средние содержания некоторых элементов в породах Синюхинского массива (г/т)

Примечание. В таблице n – количество проб. Количественные спектральные анализы выполнены в лабораториях Западно-Сибирского Аналитического Центра (г. Новокузнецк); золото и редкие земли определены нейтронно-активационным методом в ОИГиГ СО РАН (г. Новосибирск).

Для Синюхинского массива проведена проверка альтернативных гипотез: фракционирование единого расплава для всех пород, или различная степень ассимиляции исходной магмой вмещающих пород в промежуточном очаге или подводящих каналах. С этой целью построен ряд бинарных диаграмм распределения элементов (рис. 9), из которых видно, что процесс различной степени частичного плавления исходного субстрата исключается, так как на рис. 3а и 3б направление трендов изменения составов в координатах Cr–Zr и Sr/Ca–Ba/Ca не соответствуют векторам направления эволюции состава расплава такой модели. Фракционирование же мафических минералов вызывает селективное обеднение расплава когерентными элементами (хромом, никелем, кобальтом) на фоне небольшого обогащения несовместимыми компонентами (цирконием, ураном, торием и др.). Анализ бинарной диаграммы Cr–Zr соответствует процессу кристаллизационной дифференциации при фракционировании ортопироксена (или роговой обманки) и плагиоклаза (рис. 11). В некоторой степени эту закономерность подтверждает и диаграмма Sr/Ca–Ba/Ca. Известно, что Ва и Sr в мантийных условиях входят в состав наиболее легкоплавких акцессорных минералов (апатит, флогопит), а Са в состав относительно тугоплавких фаз (клинопироксен, гранат). В случае незначительной степени частичного плавления такого субстрата генерируются расплавы, максимально обогащённые Sr и Ba, так как апатит и флогопит плавятся первыми. В итоге должны получиться максимальные значения отношений Sr/Ca и Ba/Ca. Увеличение степени частичного плавления вызывает уменьшение концентраций Sr и Ba и увеличение Са на фоне постоянства отношений Sr/Ba. В дериватах магм, генерированных подобным механизмом, точки составов серии расплавов (интрузивных фаз) на диаграмме в координатах Sr/Ca–Ba/Ca должны располагаться на прямой линии, имеющей наклон 45° (как это показано стрелкой). Реальные составы пород Синюхинского массива на диаграмме образуют тренд, почти параллельный оси Ва/Са и тем самым исключают формирование их в результате разной степени частичного плавления. Альтернативный механизм процесса фракционной кристаллизации магмы в остаточном расплаве определяет соотношения анализируемых элементов в зависимости от кристаллизующихся фаз. Так, фракционирование оливина и ортопироксена не будет изменять величины отношений Sr/Ca и Ba/Cа, так как структуры этих минералов не содержат Sr, Ba и Ca. Кристаллизация же таких фаз, как клинопироксен и роговая обманка увеличивает отношение Ba/Ca и Sr/Ca в остаточном расплаве в силу того, что Sr и Вa входят в состав этих минералов в качестве изоморфных примесей. Наконец, выделение плагиоклаза вызывает слабые изменения отношений Sr/Ca, в то время как отношение Ва/Са увеличивается существенно из-за того, что в решётку полевого шпата входят Са и Sr, но не внедряется Ва. Реальные составы синюхинских фаз не противоречат модели фракционирования плагиоклаза, а также клинопироксена и роговой обманки. Фракционирование биотита в ощутимых количествах не происходило. Являясь основным концентратором рубидия и бария, биотит в результате кристаллизации должен был обеднять остаточные расплавы этими элементами. На самом деле (рис. 11, в, г, е) наблюдается существенное увеличение рубидия и некоторое снижение бария от меланократовых к лейкократовым разностям.

Таким образом, геохимия микроэлементов в породах Синюхинского массива, а также наличие в качестве интрателлурических фаз клинопироксена, роговой обманки и плагиоклаза, указывающих на возможность их фракционирования, в целом удовлетворительно согласуется с моделью фракционирования в процессе становления массива. Однако наблюдаемое отклонение в некоторых графиках (снижение бария на рис. 11, б); обогащение максимально некогерентными элементами (рубидием, рис. 9, в, г; обеднением иттрием рис. 11, д) указывают на отклонения от главного тренда фракционирования. Этот факт можно объяснить тем, что процесс фракционирования осложнялся, вероятно, ассимиляцией корового материала, обогащённого рубидием.

Являясь основным концентратором рубидия и бария, биотит в результате кристаллизации должен был обеднять остаточные расплавы этими элементами. На самом деле (рис. 11, в, г, е) наблюдается существенное увеличение рубидия и некоторое снижение бария от меланократовых к лейкократовым разностям. Таким образом, геохимия микроэлементов в породах Синюхинского массива, а также наличие в качестве интрателлурических фаз клинопироксена, роговой обманки и плагиоклаза, указывающих на возможность их фракционирования, в целом удовлетворительно согласуется с моделью фракционирования в процессе становления массива. Однако наблюдаемое отклонение в некоторых графиках (снижение бария на рис. 11, б); обогащение максимально некогерентными элементами (рубидием, рис. 11, в, г; обеднением иттрием рис. 11, д) указывают на отклонения от главного тренда фракционирования. Этот факт можно объяснить тем, что процесс фракционирования осложнялся, вероятно, ассимиляцией корового материала, обогащённого рубидием. Характерно поведение Сu и Au в расплаве, которые в наибольшей степени близки с распределением рубидия и циркония с небольшими отклонениями.

Рис. 11. Бинарные диаграммы распределения элементов в породах Синюхинского массива:
1 – габбро; 2 – диориты, кварцевые диориты; 3 – тоналиты; 4 – гранодиориты; 5 – граниты, гранит-порфиры; 6 – направление эволюции состава расплава при частичном плавлении; векторами показано изменение состава расплава при кристаллизации из него того или иного минерала; отрезки на векторах соответствуют 25 %-й раскристаллизации исходного расплава

Следовательно, можно предположить, что в поведении Cu и Au в расплавах и продуктах кристаллизации играли решающую роль процессы фракционирования и ассимиляция корового материала. На диаграмме Т.К. Брэдшоу для плутонических и дайковых образований синюхинского комплекса выявляются параллельные тренды эволюции расплавов, вызванные фракционированием клинопироксена (рис. 12). Просматриваются элементы смешения расплавов на отрезке базиты – средние породы при близости тренда эволюции к тренду смешения (рис. 12). Для кислых же разностей от диоритов к гранитам наблюдается чёткое фракционирование плагиоклаза. По мере выплавления всё более кислых разностей пород, в последних происходило отложение циркона, подтверждаемое уменьшением отношений Zr/Hf от 35,8 в габброидах до 26,7 в гранитах. Характерно, что появление габброидов плутонической фазы отвечает степени частичного плавления в промежутке между 3-5 и 8-10 % частичного плавления мантийного субстрата. Долериты даек «второго этапа» обязаны несколько меньшей степени частичного плавления, однако продвинутость степени дифференциации для остаточного очага при формировании дайковой серии для кислых пород значительно выше, что, вероятно, сказалось и на большей потенциальной рудоносности остаточного очага (Гусев, Гусев, 2000).

Рис. 12. Диаграмма молекулярных отношений (4[Ca + Na] + 0,5[Fe + Mg])/Zr – (Si + Al)/Zr по Т. Брэдшоу (Bradshaw, 1992) для интрузивных пород Синюхинского рудного поля. Синюхинский массив: 1 – габбро, кварцевые габбро; 2 – диориты, кварцевые диориты; 3 – тоналиты; 4 – гранодиориты; 5 – граниты; дайки «второго этапа»: 6 – долериты, 7 – диориты, 8 – тоналиты, 9 – гранодиориты, 10 – граниты. Саракокшинский массив: 11 – габбро, габбро-нориты; 12 – плагиограниты; 13 – эволюционные тренды фракционирования; 14 – тренд увеличения степени частичного плавления; 15 – критическая линия раздела фракционирования главных минералов и циркона (при 68 % SiO2); 16 – частные эволюционные тренды для интрузивных пород Синюхинского рудного поля; 17 – тренды смешения расплавов

В магматитах в качестве акцессориев присутствуют пирит, магнетит и сфен. При фракционировании плагиоклаза неизбежно происходило повышение активности калия при образовании калиевого полевого шпата, который, как известно, сдерживает кристаллизацию магнетита (Leveille, Newberry, Bull, 1988). В результате этого золото и медь предпочтительно концентрировались в пирите.

На основе изложенных фактов можно сделать следующие выводы: 1 – породы всех фаз внедрения Синюхинского массива по минеральному составу, химизму, характерным редким и редкоземельным элементам относится к известково-щелочной серии пород; гранитоиды относятся к стандартному I-типу слабоконтаминированному; 2 – приведенные в серийной Легенде и монографии [Шокальский и др., 2000] умеренно-щелочные гранодиориты, лейкограниты и монцониты в составе Синюхинского массива не подтверждаются нашими данными; они относятся к анорогенному А-типу гранитов; 3 – выделенный в указанных документах югалинский комплекс не валиден и требует замены на синюхинский, охарактеризованный в литературе и в настоящем сообщении; его объём почти на половину отличен от такового в Синюхинском петротипическом массиве; 4 – при выделении и описании магматических комплексов следует выполнять всесторонние исследования и весьма скрупулёзно проводить отбор проб на анализы и компоновке выборок по старым материалам, не подтверждённым шлифами.

По соотношениям изотопов стронция и неодима гранитоиды Синюхинского массива тяготеют к мантийному источнику типа EM II (рис. 13).

Рис. 13. Диаграмма ?(Sr)t – ?(Nd)t по Зиндлеру и Харту [111] для интрузивных пород Горного Алтая (составлена автором с учётом авторских данных и данных [103, 106):
1 – плагиограниты Саракокшинского массива (Є3); 2 – гранодиориты каракудюрского комплекса (D); 3 – тоналиты Синюхинского массива (D1-2); 4 – лейкограниты Турочакского массива (D2); 5 – пироксениты, сиениты, карбонатиты комплекса эдельвейс; 6 – гранодиориты усть-беловского комплекса (D3); 7 – граниты Белокурихинского массива (Р2-Т1); 8 – лейкограниты Бабырганского массива (Т1); 9 – гранодиориты змеиногорского комплекса (D3); 10 – сподуменовые граниты Алахинского массива (J1); 11 – граниты Киндерлинского массива (D3);12 – граниты боровлянского комлекса (D3-C1); 13 – граниты кубадринского комплекса (D1); 14 – гранодиориты каракудюрского
комплекса (D1); 15 – граниты Чойского массива (D1-2)

По соотношениям компонентов в биотитах Синюхинского плутона магматические образования этого интрузива следует относить к окисленному типу (рис. 14 и 15).

Рис. 14. Диаграмма Fe2+–Fe3+–Mg составов биотитов золотогенерирующих гранитоидов Горного Алтая и Горной Шории. Окислительно-восстановительные буферы:
МН – магнетит-гематитовый, NNO – никель-бунзенитовый, QFM – кварц-фаялит-магнетитовый. Гранитоиды МРМС региона: 1 – Синюхинской, 2 – Чойской, 3 – Лысухинской, 4 – Караминской, 5 – Топольнинской, 6 – Ульменской, 7 – Бащелакской, 8 – Майской, 9 – Югалинской, 10 – Усть-Беловской

Рис. 15. Диаграмма fO2- T условий формирования биотитов золотогенерирующих гранитоидов Горного Алтая и Горной Шории.
Lg fO2 – логарифм фугитивности кислорода, Т, °С – температура кристаллизации гранитоидов в градусах. Остальные условные обозначения на рис. 10

Фигуративные точки составов биотитов из гранитоидов Синюхинского плутона попадают в поле выше гематит-магнетитового буфера (рис. 14 и 15).

Синюхинское рудное поле, располагающееся в надинтрузивной позиции юго-западной периферии Синюхинского массива, имеет многие черты сходства с унифицированной моделью золоторудных и медных скарновых месторождений, развитых по известковому протолиту (Коробейников, 1983; Einaudi et all, 1981; Hammarstrom et all, 1988). Однако в нем имеются и специфические черты, свойственные одновременно и меднорудным и золоторудным скарнам. Рудные тела на оба металла в Синюхинском рудном поле одни и те же.

Эта специфика заложена уже в петрогенезисе Синюхинской МРМС, где для плутонических и дайковых образований выявляется весьма повышенная окисленность расплавов, что более характерно для магматитов, генерирующих медное оруденение (Leveille, 1988; Meinert, 1995). Это отчётливо видно на диаграмме 1/Т – log fO2 (рис. 16, где фигуративные точки составов биотитов тоналитов и гранодиоритов этой МРМС попадают в поле наиболее высоких температур и высоких значений фугитивности кислорода. По данным Д. Баркхарда это указывает на значительную неравновесность минеральных парагенезисов кристаллизующихся пород (Burkhard, 1992). Однако, высокие активности и фугитивности HCl, где хлоридные комплексы, являющиеся одним из ведущих компонентов в экстракции золота из расплава и его транспортировки во флюидах, приводят, вероятно, к генерации комплексных медно-золотых флюидов в остаточных промежуточных глубинных магматических очагах. Особенности петрогенезиса, однотипные составы флюидов в рудных образованиях, околорудных, околоскарновых и площадных метасоматитах, пространственно тяготеющих к роям даек синюхинского комплекса, позволяют предположить петрогенезис оруденения Синюхинской МРМС по аналогии с механизмом рудообразования, предлженным А.А. Маракушевым (1983).

Согласно этой модели в промежуточных магматических очагах посредством ликвации происходит разделение рудоматеринских магм на 3 фазы: гидротермальный раствор (источник площадных метасоматических изменений пород – кислотного выщелачивания на месторождениях), флюидную или рудную магму (источник рудных образований) и силикатную (источник даек) (Маракушев и др., 1983; Маракушев, 1985). Потенциальная золото-медная специализация магматитов синюхинского комплекса определяется также и тем, что золото предпочтительно концентрируется в пирите относительно магнетита. При этом в дайках гранодиритов содержания золота в пирите намного выше, чем в дисульфиде железа плутонических кислых пород. Указанный механизм подтверждается также и тем, что концентрации золота в акцессорном пирите выше в остаточных магмах, сформировавших дайковый комплекс. Увеличение восстановленности флюидов на позднем этапе становления кислых даек, с одновременным повышением концентраций углекислоты и плавиковой кислоты предполагает подток трансмагматических флюидов мантийного генезиса.

Интересные данные получены по окисленому типу гранитоидов топольнинского комплекса, с которым связано также золото-медно-скарновое оруденение.

Рис. 16. Диаграмма 1/Т – log fO2 (по Burkhard, 1992; Takagi, Tsukimura, 1997) для интрузивных пород скарновых, золото-черносланцевых и жильных золото-сульфидно-кварцевых МРМС Горного Алтая и юга Горной Шории. Поле с точками – буферные линии SO2–H2S. Стрелками показано генеральное направление увеличения восстановленности окисленного типа гранитных магм. Минеральные буферы: НМ – гематит-магнетитовый, FMQ – фаялит-магнетит-кварцевый, AMQ – авгит-магнетит-кварцевый. X Fe = Fe/(Fe + Mg) – молекулярные отношения в авгите. Гранитоидные породы скарновых МРМС: 1 – гранодиориты; 2 – монцодиориты; 3 – кварцевые сиениты Ульменской; 4 – гранодиориты Барангольской; 5 – гранодиориты; 6 – монцодиориты Майской; 7 – гранодиориты Таджилинской; 8 – гранодиориты Змеиногорско-Зареченской; 9 – тоналиты, 10 – гранодиориты Синюхинской; 13 – гранодиориты Топольнинской; 15 – гранодиориты Актуринской; 16 – гранодиориты Усть-Чуйской; 17 – гранодиориты Чойской; гранитоидные породы золото-черносланцевых МРМС: 11 – гранодиориты, 12 – сиениты Караминской (Лог № 26); гранитоидные породы жильных золото-сульфидно-кварцевых МРМС: 14 – гранодиориты Бащелакской

Топольнинское рудное поле локализуется в пределах Ануйско-Чуйской структурно-формационной зоны. Контролируется оно сопряжёнными системами разломов СВ и СЗ ориентировок. Первая из них отвечает крупной зоне вязкого Сарасино-Инского разлома, классифицируемого как левый сдвиг. Он хорошо трассируется в геофизических полях и сопровождается дайковыми сериями и интрузиями топольнинского и усть-беловского комплексов. Ширина этой зоны несколько десятков километров, протяженность более 500 км. В местах пересечения этой структуры разломами СЗ и субмеридиональной ориентировок локализуются разновозрастные интрузивные образования и связанные с ними золоторудные объекты (с юго-запада на северо-восток: Бащелакский рудный узел, Топольнинское, Баранчинское, Лысухинское рудные поля). Топольнинское рудное роле в пределах Сарасино-Инской зоны приурочено к поперечной Караминской зоне разлома СЗ ориентировки, контролирующей положение Топольнинской и Мало-Топольнинской интрузий. В контактах указанных массивов (размерами 4,5?2 и 2,5?1,5 км, соответственно) сформированы скарновые обазования с разнообразной наложенной продуктивной минерализацией. Внедрение вышеупомянутых интрузий произошло в весьма благоприятные для скарнирования карбонатно-терригенные и карбонатные образования полатинской (S1pl) и камышенской (D1 km) cвит. Породы свит смяты в крупную Топольнинскую грабен-синклиналь СЗ ориентировки, ядерная часть которой интрудирована гранитоидами вышеупомянутых массивов. Структура рудного поля относится к комбинированному типу и сочетает в себе синклиналь, осложнённую серией разломов. В районе месторождения Лог №26 синклиналь пересечена разломом СЗ направления (правый сдвиг). В результате рудовмещающие металлотекты вдоль него развёрнуты и имеют простирания в восточных румбах. Терригенные породы вблизи контактов с интрузиями ороговикованы с обазованием спилозитов и десмозитов, а известняки превращены в мрамора. Ширина зон ороговикования в зависимости от положения кровли интрузивов варьирует от 0,5 до 2 км. Всё известное оруденение Топольнинского рудного поля совпадает с ореолом ороговикованных пород.

Топольнинский интрузивный очаговый ареал объединяет группу небольших по размерам массивов в бассейнах рек Ануй и Щепета: Топольнинский и Караминский гранодиоритовые массивы, которые находятся на правобережье р. Ануй. С гранитоидами этого ареала пространственно и парагенетически связаны месторождения и проявления золото-медно-скарнового, жильного золото-сульфидно-кварцевого, скарново-полиемталлического и золото-черносланцевого геолого-промышленных типов [Гусев, 2003].

В составе комплекса выделяется 5 фаз внедрения: 1 – габбро, 2 – диориты, 3 – гранодиориты, 4 – граниты, 5 – лейкограниты. Плутоническая ассоциация пород сопровождается дайковой фацией, где отмечены долериты, диориты, гранодиорит-порфиры, сиениты, гранит-порфиры, редко – аплиты.

Химический состав породных типов обоих массивов приведен в табл. 1 и 2. Следует отметить, что все породные типы характеризуются низкими концентрациями титана, умеренными суммарными содержаниями щелочей (сумма Na2O и K2O не превышает 8 %. Следует указать на особенность соотношений натрия и калия в породах. В ряду от габбро до гранодиоритов в плутонических породах наблюдается превышение натрия над калием. А в более дифференцированных разностях гранитов и лейкогранитов это соотношение обратное: калий превышает натрий (табл. 13 и 14).

Весьма проблематичны дайки сиенитов в составе караминского ареала. Они относятся к шошонитовой серии и возможно их следует относить к другому интрузивному комплексу.

На диаграмме ТАС породы обоих массивов располагаются, преимущественно, в поле известково-щелочной серии (рис. 17), за исключением даек сиенитов, попадающих в область щелочной серии пород и лейкогранитов, локализующихся на линии, разделяющей известково-щелочное и умеренно-щелочное поля дигарммы.

Таблица 13

Средние составы породных типов Караминского массива и даек (масс. %)

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории Сибирского Испытательного Центра (г. Новокузнецк). 1ф – 5 ф – фазы становления массива; n – количество проб.

Таблица 14

Средние составы породных типов Топольнинского массива и даек (масс. %)

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории Сибирского Испытательного Центра (г. Новокузнецк).

Рис. 17. Петрохимическая диаграмма диагностики горных пород в координатах SiO2 – (Na2O + K2O) для породных типов Топольнинского и Караминского массивов и дайковой серии. Караминский массив, плутоническая ассоциация: 1 – габбро, 2 – диориты, 3 – гранодиориты, 4 – лейкограниты; дайковая ассоциация: 5 – диориты, 6 – гранодиориты, 7 – сиениты; Топольнинский массив, дайковая ассоциация: 8 – диориты, 9 – граниты; плутоническая ассоциация: 10 – гранодиориты, 11 – граниты

Биотиты караминских и топольнинских гранитоидов попадают в поле гранитов I-типа сильно контаминированного и редуцированного (рис. 18). Для сравнения на диаграмме показаны и другие золотогенерирующие гранитоиды Алтайского региона.

Рис. 18. Диаграмма Log (XMg/XFe) – log (XF/XOH) в биотитах золотогенерирующих гранитоидов Горного Алтая и Горной Шории. Петрогенетические типы гранитоидов по [Ague, Brimhal, 1988]: I-WC – I тип слабо контаминированный; I-MC – I тип умеренно контаминированный; I-SC – I тип сильно контаминированный; I-SCR – I тип сильно контаминированный и редуцированный. Гранитоиды МРМС региона: 1 – Синюхинской; 2 – Чойской; 3 – Лысухинской; 4 – Караминской; 5 – Топольнинской; 6 – Ульменской; 7 – Бащелакской; 8 – Майской; 9 – Югалинской; 10 – Ашпанакской

Сильная редуцированность этих граниоидов связана с контаминацией вмещающих их углеродсодержащих чёрных сланцев барагашской свиты нижнего девона. В биотитах гранитоидов в повышенных концентрациях присутствуют Cu, Pb, Zn, Mo, As, Bi, Ag, Au [Гусев, 2003]. Содержания элементов-примесей в биотитах гранитоидов магмо-рудно-метасоматических систем (МРМС) обоих массивов приведены в табл. 3. Повышенные содержания отмеченных элементов-примесей в биотитах интрателлурической фазы отражаются и на составе продуктивных ассоциаций профилирующего оруденения. Так в Караминском рудном поле проявлено и скарново-полиметаллическое и золото-медно-скарновое оруденение. На металлогеническую специализацию гранитоидов указывают также повышенные концентрации золота, меди, висмута, серебра в магматогенных пиритах гранитоидов. Особенно много магматогенного пирита в контактовых частях Караминского массива в районе золото-черносланцевого месторождения Лог № 26.

В Топольнинском рудном поле определён абсолютный возраст гранитоидов. Места отбора проб показаны на рис. 19.

Рис. 19. Схема Топольнинского участка и отбора проб на абсолютный возраст

Топольнинский комплекс в петротипе представлен двумя массивами гранитоидов: Топольнинским и Караминским (на карте объединены в один массив), расположенными в северо-восточном борту р. Ануй, контролирующими размещение скарнов с золотом, полиемталлами и золото-черносланцевое оруденение. Топольнинский массив (проба № 15482) содержит 2 фазы: биотит-роговообманковые гранодиориты (80 %) и граниты (20 %). Дайки представлены диоритами, долеритами, гранодиоритами.

Юго-восточнее расположен Караминский массив (проба № 15366) , более разнообразный по составу, включающий 5 фаз: габбро (5 %), кварцевые диориты (10 %), гранодиориты (60 %), граниты (15 %), лейкократовые гранит-порфиры (10 %). Среди многочисленных даек преобладают гранодиориты и кварцевые гранит-порфиры, реже встречаются диориты, долериты и единичные сиениты.

Порода, по которой определён возраст Методом SHRIMP II в Лаборатории ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петрбург), массивная, мезократовая, регрессивно преобразованная с гипидиоморфнозернистой структурой. Лейкократовые минералы, составляющие 85-88 % ее объема, представлены призматически-таблитчатыми зернами интенсивно деанортитизированного андезина – 40An-60Ab – 40-45 %, ксеноморфными зернами калиевого полевого шпата – 15-18 %, гетерозернистым кварцем – 25-30 %. Меланократовые минералы – 10-15 % объема породы – представлены реликтами клинопироксена, по которым развиты роговая обманка и замещающий ее актинолит, биотитом красновато-коричневой окраски, по которому развит вторичный зеленовато-бурый биотит. Рудные минералы представлены магнетитом, титаномагнетитом; акцессорные минералы – апатитом, сфеном, цирконом, ортитом. Вид структуры породы в шлифе представлен на фотографии (рис. 20).

Рис. 20. Гипидиоморфнозернистая структура гранита (шлиф № 15482)

На TAS (Na2O + K2O – SiO2)-диаграмме эффузивных аналогов фигуративные точки химического состава пород расположены в полях фигуративных точек семейства риодацитов, низкощелочных риодоцитов (рис. 22).

Рис. 21. Гипидиоморфнозернистая структура гранита (шлиф № 15366)

Рис. 22. ТАС диаграмма для гранодиорита Топольнинского массива

По совокупности петрологических параметров обе исследованные породы относятся к высоко-глиноземистым плутоническим образованиям известково-щелочного (нормального) ряда, калинатровой серии, принадлежат к семейству гранодиоритов, виду гранодиорит, разновидности – гранодиорит клинопироксен-биотитовый.

По редкоземельной характеристике – содержанию и характеру распределения REE – гранодиориты топольнинского комплекса близки к образованиям континентальной земной коры (рис. 20). При этом гранодиориты Топольнинского массива (проба № 15482) формировались с участием мантийного вещества (отсутствует Eu минимум) и преобразованы в условиях высокой фугитивности кислорода.

Рис.  23. Спайдер-диаграмма для пород Топольниского массива

Морфологические типы цирконов в исследуемой породе показаны на фото (рис. 24).

Рис. 24. Морфология кристаллов циркона, по которым определён абсолютный возраст

Цирконы проб Топольнинского и Караминского массивов совершенно идентичные: прозрачные слегка желтоватого цвета. Кристаллы идиоморфные, габитус призматический, тип гиацинтовый и цирконовый с отчетливой тонкой зональностью. Удлинение от 2 до 3-4. По содержаниям U = 164-557 г/т, Th = 47-289 г/т они также совершенно идентичны, отношение Th/U в обеих пробах почти совпадают 0,28-0,58. Полученные конкордантные возраста для Топольнинского массива по 10 точкам 397,4 ± 4,4 млн лет, Караминского массива: 399,3 ± 4,6 млн лет соответствуют границе нижнего и среднего девона и могут быть приняты в качестве возраста становления топольнинского комплекса (ранний-средний девон).

Содержания микроэлементов в рудогенерирующих магматитах Топольнинского рудного поля приведены в табл. 15.

Таблица 15

Сравнительная геохимическая характеристика жильных (дайковых) магматитов Топольнинского рудного поля

Примечание. Анализы выполнены в спектральной Лаборатории ИМГРЭ (г. Москва). Жирным шрифтом показаны повышенные содержания элементов, определяющих геохимическую специализацию магматитов.

Анализ табл. 15 показывает повышенные концентрации золота, серебра, меди, свинца, цинка, а в некоторых разностях мышьяка, ванадия, молибдена, указывающих на геохимическую специализацию пород комплекса.

Проанализированы акцессорные пириты в магматитах золотогенерирующих гранитоидов, сведенные в табл. 10.

Анализ табл. 10 показывает геохимическую специализацию акцессорных пиритов гранитоидов и Топольнинского, и Караминского массивов на золото. Однако, различные термодинамические условия формрования их обусловили и некоторые отличия в минерагении. Окисленный тип (Топольнинская интрузия) генерировал мелкие объекты золото-медно-скарнового типа, а восстановленный тип (Караминская интрузия) – генерирует золото-черносланцевое оруденение с вольфрамом, а также золото-скарново-полиметаллическое оруденение (Рыбный Лог
№ 1 и № 2).

На спайд-диараммах гранитоиды обоих массивов нормируются в I-тип Sr-недеплетированных и Y-недеплетированных гранитоидов [Гусев, 2003], что связано с формированием их за счёт плавления плагиоклазсодержащего источника [Wyborn et al., 1992]. На мантийный источник расплавов и контаминацию корового материала указывают также и значения отношений 87Sr/86Sr, которые составляют: для гранодиоритов Топольнинского массива 0,70556, а для Караминских лейкогранитов – 0,70618 [Гусев, 2003]. По соотношениям Fe3+–Fe2+–Mg по биотитам Топольниской МРМС устанавливается более окисленное состояние расплава, а его кристаллизация осуществлялась ближе к гематит-магнетитовому буферу. Это находит подтверждение и в наличии более окисленных форм акцессорных минералов – магнетита и сфена. Биотиты Караминской МРМС тяготеют к никель-бунзенитовому буферу, указывая на более восстановленный режим расплава, чем для Топольнинских гранитоидов. В составе акцессориев Караминских гранитоидов присутствует более восстановленная фаза – ильменит.