Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПОСТКОЛЛИЗИОНЫЕ И АНОРОГЕННЫЕ ГРАНИТОИДЫ АЛТАЯ

Гусев А И,

Глава 4. ПЕТРО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОСТКОЛЛИЗИОННЫХ ГРАНИТОИДОВ ПОЗДНЕПЕРМСКО-РАННЕТРИАСОВОГО ВОЗРАСТА

Синюшинский гранодиорит-гранит-лейкогранитовый комплекс

Гранитоиды мелких тел этого комплекса представлены преимущественно роговообманково-биотитовыми гранодиоритами и меланогранитами с подчиненным количеством граносиенитов и кварцевых монцонитов. Кварцевые сиениты 1 фазы Синюшинского массива слагают небольшие тела в южной части и 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. 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 заключительных фаз слагают Угловой массив (13 км2) и небольшое линейновытянутое тело в пределах Синюшинского и Тигерекского массивов. Вмещающие породы представлены гранитоидами ранних 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. С гранитными куполами связаны грейзеновые, скарновые, кварцево-жильные вольфрам-молибден-бериллиевые месторождения, тантал-ниобиевые пегматитовые проявления и пункты минерализации. Химический состав пород представлен в табл. 4.1.

Таблица 4.1

Химический состав пород Синюшинского массива

Примечание. В числителе – средние содержания компонентов, в знаменателе – стандартное отклонение; n – количество проб.

На диаграмме Л.С. Бородина в координатах А0–Ас фигуративные точки пород разных массивов показывают близкое положение. Породы Синюшинского массива не содержат ранних фаз внедрения, представленных габброидами и монцонитами и почти целиком попадают в поле известково-щелочной серии, а заключительные лейкограниты – в поле умеренно-щелочной серии и образуют тренд почти перпендикулярный общей кислотности пород (рис. 4.1).

Рис. 4.1. Петрохимическая диаграмма в координатах Ac – Аo Л.С. Бородина [Бородин, 1991] для пород Синюшинского массива. Петрохимические серии:
I – известково-щелочная; II – умеренно-щелочная; III –щелочная; IV – высокощелочная, Породы Синюшинского массива: 1 – кварцевые сиениты; 2 – граниты; 3 – граниты умеренно-щелочные; 4 – лейкограниты; 5 – лейкограниты умеренно-щелочные;
6 – породный тренд Синюшинского массива

На диаграмме K2O–SiO2 породные типы Синюшинского массива попадают в поля шошонитовой серии и высококалиевой известково-щелочной (рис. 4.2).

Позднепермско-раннетриасовый возраст пород ареала устанавливается в соответствии с серийной легендой и схемой корреляции и подтверждается радиологическими данными, полученными U/Pb-методом по цирконам из гранитов купола Волчьи Шкили (244 ± 2,5 млн лет) и гранитов Синюшинского массива (251,1 ± 4,6 млн лет).

Микроэлементный состав породных типов Синюшинского массива представлен в табл. 4.2.

Cледует отметить, что в наиболее дифференцированных лейкогранитах с флюоритом наблюдаются более высокие концентрации Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Yb, Lu и низкие концентрации Sr, Ba, Li, Rb. Все породные типы характеризуются высокими отношениями тория к урану, превышающие 1 (от 2,5 до 5,45), указывающие на слабые гидротермальные изменения пород. Во всех проанализированных породах наблюдаются повышенные значения отношений (La/Yb)N, свидетельствующие о сильно дифференцированном распределении редкоземельных элементов. В гранитах, лейкогранитах и лейкогранитах с флюоритом выявлен тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов М-типа (значение TE1,3 превышает 1,1), что указывает на высокую обводнённость Синюшинского массива и максимально высокие концентрации летучих компонентов (и в первую очередь, – фтора и бора) в магматогенных флюидах. Об этом свидетельствуют часто встречающиеся умеренно-щелочные лейкограниты с флюоритом, а также обильные нодули турмалина размерами от 1 до 5 см в поперечнике. В гибридной породе – граносиените, слабо проявлен W-тип тетрадного эффекта (значение TE1,3 менее 0,9), указывающий на значительную роль вадозных вод, заимствованных из вмещающих пород, при формировании этих пород.

Рис. 4.2. Диаграмма K2O – SiO2 для породных типов Синюшинского массива. Поля пород: 1 – абсарокит; 2 – шошонит; 3 – банакит; 4 – высоко-К базальт; 5 – высоко-К андезибазальт; 6 – высоко-калиевый андезит; 7 – высоко-К дацит по [Pecerillo; Taylor; 1976]. Cерии пород: I – толеитовая; II – известково-щелочная; III – высоко-К известково-щелочная;
IV – шошонитовая. Породные типы Синюшинского мссива: 1 – кварцевый сиенит;
2 – гранодиорит; 3 – граносиенит; 4 – гранит; 5 – умеренно-щелочной гранит;
6 – лейкогранит; 7 – умеренно-щелочной лейкогранит; 8 – лейкогранит с флюоритом

В заключении следует отметить, что шошонитовые гранитоиды Синюшинского массива характеризуются высоко дифференцированным типом распределения редкоземельных элементов, высокой обводнённостью и обогащённостью летучими компонентами, что весьма благоприятно для формирования различных типов оруденения. Действительно пространственно и парагенетически с гранитоидным массивом связаны скарновые месторождения вольфрама и молибдена (Кремлёвское и Плитнинское) и ряд рудопроявлений (Горный участок, Северный участок, Восточное, Каменское, Средне-Рябиновское, Вороновское, Ленинградское); кварцево-грейзеновые медно-висмут-вольфрамовые месторождения (Очаровательное I, Очаровательное II, Колыванское I, Колыванское II, Шеелитовое, Майское). Возможно, пространственно с гранитоидами Синюшинского массива связаны проявления железо-оксидного-медно-золоторудного класса типа Клонкарри, локализующиеся к северо-западу и к югу от массива (Локтевское рудное поле и другие, где существенную роль играют гематитовые руды с халькопиритом, борнитом, халькозином). В этих рудах отмечаются повышенные концентрации редких земель иттриевой группы. Хотя основную роль для проявлений Локтевского рудного поля имеет сдвиговая Северо-Восточная зона смятия, тем не менее, здесь отмечаются редкие дайки шошонитового типа) от кварцевых сиенитов до лейкогранитов с флюоритом. Эти дайки сопровождают Синюшинский массив гранитоидов, маркирующих на глубине крупный глубинный магматический очаг, дериватом которого являются и Синюшинский массив, и сопровождающие его дайковые комплексы.

Таблица 4.2

Микроэлементный состав (в г/т) породных типов Синюшинского массива

Примечание. Анализы выполнены в Лаборатории ИМГРЭ методом ICP-MS
(г. Москва). Породы Синюшинского массива: 1 – гранит; 2 – граносиенит; 3 – лейкогранит; 4 – лейкогранит; 5 – лейкогранит с флюоритом; 6 – лейкогранит с флюоритом. ТЕ1;3 – тетрадный эффект по В. Ирбер [Irber; 1999]. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [Anderse; Greevesse; 1987].

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. 39). 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. 4.3. Схематическая геологическая карта района Айского массива. 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. 4.3. 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 (рис. 4.4).

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 (? = 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).

Таблица 4.3

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

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.

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.

Рис. 4.4. 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

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 (? = 45–56 %), биотита (до 10 %) истонит-сидерофиллитового ряда (рис. 4.4), сфена (до 2 %) и магнетита (1142 г/т), редко салита (? = 32–36 %). Характерно диференцированное распределение РЗЭ с резким преобладанием легких над тяжелыми лантаноидами при ? 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 (? = 37–42 %) биотита, зеленого амфибола (2–3 %), переходного по составу между эденитом и обыкновенной роговой обманкой (? = 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.

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 (? = 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 (рис. 4.4), 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 (? = 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. 4.5)

Рис. 4.5. 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

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.

Поведение химических элементов в породных типах также подчиняются степени эрозионного среза массивов (рис. 4.6). 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).

Рис. 4.6. Поведение главных породообразующих элементов в зависимости
от эрозионного среза массивов:
Массивы: Б – Белокурихинкий; А – Айский; Т – Теранджикский. Породные типы:
1 – монцогаббро; 2 – монцониты; 3 – граносиениты; 4 –граниты; 5 – лейкограниты

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.

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. 4.7).

Рис. 4.7. 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

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. 4.6), что свойственно умеренно-щелочным магмам [Хомичёв, 2000].

Диаграмма CaO–MgO–Al2O3 (рис. 4.8), 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).

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.9). 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].

Рис. 4.8. 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

Соотношение тяжёлых, средних и лёгких РЗЭ хорошо просматривается на треугольной диаграмме (рис. 4.9). 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. 4.9).

Рис. 4.9. 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. 4.10).

Рис. 4.10. 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

На диаграмме К2О – Na2O большая часть составов белокурихинского комплекса также попадает в область шошонитов и незначительная часть в поле ультракалиевых пород (рис. 4.11).

Рис. 4.11. 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

По соотношениям редкоземельных элементов в породах айского ареала фигуративные точки также попадают в шошонитовое поле (рис. 4.12).

Рис. 4.12. Диаграмма Ce/Yb–Ta/Yb для шошонитовой серии пород Алтая:
Поля пород выделены по [Pearce, 1982]. Остальные условные обозначения
как на рис. 4.10 и 4.11

На диаграмме f-L–OH/F по составу биотитов гранитоиды Айского ареала попадают также в поле шошонитов (рис. 4.13).

Рис. 4.13. 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. 4.14).

Рис. 4.14. 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. 4.15).

Рис. 4.15. 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. 4.16) 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.

На диаграмме Rb-Th-U-Ta-Zr-Ce-Sm-Y-Yb (рис. 4.17) 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).

Рис. 4.16. 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

Рис. 4.17. 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

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. 3.4), 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.

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 %. Максимально высокий индекс редкометалльности (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. 4.4).

Таблица 4.4

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

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

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. 4.18), 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].

Рис. 4.18. 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. 4.5).

Таблица 4.5

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

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. 4.6). На диаграмме ?Sr(t) – ?Nd(t) cоотношения указанных изотопов образуют линейный тренд составов от монцогаббро до граносиенитов и лейкогранитов (рис. 4.19) и локализуются вблизи обогащённого мантийного источника типа EM II.

Рис. 4.19. 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 4.6

Значения параметров ? (Nd)t и ?(Sr)t для пород айского интрузивного комплекса

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].