Научная электронная библиотека
Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания
Глава 3. ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ АДАКИТОВЫХ ГРАНИТОИДОВ
Петрогеохимические признакиразличных типов гранитоидов имеют важное значение для их классификационного подразделения и выявления особенностей петрогенезиса.
Кунушский комплекс Калба-Нарымской зоны Восточного Казахстана включает в себя тоналиты и плагиограниты, показывающие близость к адакитам.
Тоналиты средне-крупнозернистые, гнейсовидные, местами проявляют порфировидность (чаще всего на контактах с вмещающими породами). Структура гипдиоморфнозернистая. Плагиоклаз чаще всего зональный с андезином (41–46 % аноритового минала) в ядерной части и олигоклазом (25–33 % анортита) по периферии. Калиевый полевой шпат резко ксеноморфен (2–3 %) и соответствует ортоклазу
(2 V = 52–57˚). Из темноцветных преобладает биотит, встречающийся в виде мелкочешуйчатых и крупных листоватых обособлениях. По химическому составу варьирует от магнезиального лепидомелана до железистого биотита. Амфибол образует зёрна размерами от 0,2 до 1,2 мм имеет буровато-зелёный цвет и диагностируется обыкновенной роговой обманкой. Нередко замещается хлоритом и эпидотом по краям зёрен. Акцессории представлены ильменитом, сфеном, ортитом, апатитом, цирконом, редко – магнетитом и сульфидами. Они относятся к весьма высокоглинозёмистым (Al2O3 – 17,23 %) породам нормального ряда натровой серии (Nа2О:К2О = 6,69). В них высокое отношение Sr/Y (126), Cr/Ni (2,99), повышенный коэффициент магнезиальности (Mg# = 0,53), нормированное относительно хондрита отношение
(La/Yb)N высокое и достигает 8,75 (табл. 1), указывающее на сильно дифференцированный тип распределения РЗЭ в тоналитах. Отношение Eu/Eu* низкое и cоставляет 0,1. В них относительно низкое содержание рубидия (21 г/т), ниобия (1,4 г/т)
и бария (201 г/т).
Плагиограниты в отличие от тоналитов не содержат амфибола. В них больше кварца и калиевого полевого шпата. Они характеризуются как весьма высокоглиноземистые породы нормального ряда натровой серии (Nа2О:К2О = 4,78) и низко плюмазитовой агпаитности (Ка = 0,62). Для плагиогранитов характерны широкие вариации отношений Sr/Y (от 27,9 до 176,6), Cr/Ni (от 0,74 до 2,87), коэффициента магнезиальности (Mg# от 0,20 до 0,60), нормированного относительно хондрита отношение (La/Yb)N от 8,1 до 21,45. Отношение Eu/Eu* ниже, чем в тоналитах, и варьирует от 0,039 до 0,081. В них наблюдаются низкие содержания и в то же время широкая вариация концентраций рубидия (от 21 до 105 г/т), ниобия (от 1,5
до 13 г/т) и бария (от 203 до 395 г/т).
Некоторые исследователи (В.В. Лопатников, Э.П. Изох и др.) в составе кунушского комплекса рассматривали только плагиограниты, плагиогранит-порфиры и тоналиты [11]. На территории Казахстана малые тела и рои даек данных пород слагают протяженный пояс северо-западного простирания в пределах Калбинского хребта и протягиваются на территорию Алтайского края.
На территории Алтайского края наличие пород плагиогранитного состава, относящихся к кунушскому комплексу, установлено по результатам бурения (скв. 21) в северо-западной части Борисовского плутона. Данные породы локализованы среди гранитоидов первой фазы калбинского комплекса и приурочены к слабоконтрастной отрицательной гравиметрической аномалии, представляя собой, вероятно, небольшой останцовый массив докалбинского кунушского комплекса. Представлены они порфировидными и такситовыми биотитовыми плагиогранитами, по составу иногда варьирующими до биотитовых гранодиоритов, тоналитов и натровых гранитов с порфировидными зернами микроклина решетчатого строения. Биотитовые плагиограниты характеризуются резким доминированием нередко зонального плагиоклаза (50–60 %) над калиевым полевым шпатом, представленным микроклином (0–5 %) и кварцем (25–35 %). Плагиоклаз зонального строения имеет состав андезина в ядерной части (30–41 % анортитовой молекулы) и олигоклаза по периферии (22–29 % анортитовой молекулы). Темноцветные минералы представлены биотитом (5–10 %), нередко хлоритизированным и образующим скопления, акцессорные минералы – сфеном, ильменитом, апатитом. Кварц и микроклин обычно ксеноморфны, в отдельных случаях кварц образует скопления овальной формы.
Химический состав биотитовых плагиогранитов кунушского комплекса Борисовского плутона характеризуется преобладанием натрия (Nа2О = 4,37 %) над калием (К2О = 1,93 %, соотношение Nа2О:К2О = 2,26), умеренной глиноземистостью (Кг = 1,03), низкими коэффициентами известковистости (Ки = 0,27) и агпаитности (Ка = 0,63), что наряду с другими данными позволяет предполагать принадлежность рассматриваемых пород тоналит-гранодиоритовой формации со стандартным I-типом гранитов раннеколлизионных обстановок и параллелизовать их с гранитоидами волчихинского комплекса Рудно-Алтайской СФЗ. По данным Г.Н. Щербы с соавторами, породы кунушского комплекса бедны летучими и редкими элементами при повышенных значениях меди, скандия, никеля, серебра и золота, с ними парагенетически связано золото-кварцевое и золото-сульфидно-кварцевое оруденение [Большой Алтай….1998; Большой Алтай …, 2000].
Представительные анализы породных разновидностей различных массивов и дайковых образований адакитовых гранитоидов кунушского комплекса приведены в табл. 3.
Таблица 3
Представительные анализы адакитовых гранитоидов Калбы
(Казахстан и Алтайский край) (оксиды в масс. %, элементы – в г/т)
|
Компоненты |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
10 |
|
SiO2 |
70,48 |
69,63 |
69,98 |
68,31 |
71,16 |
70,18 |
70,84 |
68,78 |
70,36 |
67,71 |
|
TiO2 |
0,44 |
0,25 |
0,24 |
0,13 |
0,23 |
0,51 |
0,42 |
0,36 |
0,43 |
0,22 |
|
Al2O3 |
14,83 |
16,35 |
15,99 |
18,36 |
15,96 |
14,95 |
14,75 |
14,70 |
14,8 |
17,23 |
|
Fe2O3 |
0,57 |
0,50 |
0,57 |
0,40 |
0,37 |
0,58 |
0,52 |
1,35 |
0,55 |
0,60 |
|
FeO |
2,71 |
1,83 |
1,97 |
1,51 |
1,3 |
2,73 |
2,69 |
1,45 |
2,74 |
1,73 |
|
MnO |
0,05 |
0,03 |
0,03 |
0,04 |
0,03 |
0,06 |
0,05 |
0,04 |
0,05 |
0,02 |
|
MgO |
0,56 |
1,15 |
1,19 |
0,99 |
1,16 |
0,61 |
0,52 |
0,85 |
0,54 |
1,14 |
|
CaO |
2,82 |
2,93 |
3,03 |
4,12 |
3,27 |
2,82 |
2,77 |
2,38 |
2,79 |
3,24 |
|
Na2O |
4,39 |
4,85 |
4,84 |
4,5 |
4,79 |
4,41 |
4,42 |
4,90 |
4,37 |
5,02 |
|
K2O |
1,91 |
1,25 |
1,53 |
0,7 |
1,22 |
1,88 |
1,91 |
1,95 |
1,93 |
0,75 |
|
P2O5 |
0,16 |
0,07 |
0,06 |
0,04 |
0,06 |
0,18 |
0,17 |
0,11 |
0,16 |
0,10 |
|
Li |
16,2 |
10,7 |
11,4 |
8,4 |
13,7 |
15,1 |
15,8 |
14,9 |
16,1 |
7,5 |
|
Be |
3,1 |
1,9 |
1,7 |
2,0 |
2,5 |
2,3 |
2,4 |
2,1 |
3,3 |
1,7 |
|
Sc |
6,5 |
7,1 |
7,4 |
8,3 |
8,0 |
6,0 |
5,9 |
6,3 |
6,7 |
9,3 |
|
V |
50,4 |
53,1 |
54,2 |
55,1 |
50,1 |
51,0 |
50,0 |
52,4 |
51,1 |
57,3 |
|
Cr |
32,2 |
33,1 |
34,4 |
39,4 |
21,2 |
32,0 |
31,0 |
20,7 |
32,3 |
41,2 |
|
Co |
6,7 |
8,7 |
9,3 |
10,1 |
4,5 |
4,1 |
4,0 |
7,2 |
6,8 |
12,1 |
|
Ni |
43,2 |
12,2 |
13,4 |
13,7 |
11,1 |
12,0 |
11,9 |
10,9 |
42,9 |
13,8 |
|
Cu |
23,4 |
45,4 |
40,2 |
44,3 |
13,2 |
12,8 |
12,7 |
65,1 |
28,8 |
14,7 |
|
Zn |
106,8 |
185 |
177 |
172 |
187 |
211 |
210 |
57,8 |
110,7 |
177 |
|
Ga |
20,2 |
19,7 |
20,4 |
20,1 |
22,4 |
21 |
22,1 |
21,3 |
20,0 |
19,8 |
|
Rb |
102,1 |
25 |
28 |
22 |
21 |
105 |
104 |
103 |
102 |
21 |
|
Sr |
349,2 |
731 |
618 |
565 |
682 |
352 |
350 |
351 |
349 |
567 |
|
Y |
12,5 |
4,9 |
6,3 |
3,2 |
4,8 |
11,9 |
12,2 |
12,3 |
12,5 |
4,5 |
|
Zr |
182 |
103 |
101 |
69 |
86 |
180 |
182 |
182 |
181 |
65 |
|
Nb |
12,8 |
1,7 |
2,4 |
1,5 |
1,6 |
12,7 |
13,0 |
12,8 |
12,9 |
1,4 |
|
Cs |
8,1 |
5,8 |
4,3 |
7,7 |
8,1 |
7,8 |
8,1 |
8,0 |
8,0 |
7,3 |
|
Ba |
386 |
258 |
291 |
203 |
254 |
391 |
395 |
392 |
385 |
201 |
|
La |
39,1 |
7,9 |
10,5 |
3,2 |
7,8 |
38 |
37 |
40 |
39,0 |
3,3 |
|
Ce |
70,3 |
16,1 |
22,4 |
6,0 |
17,0 |
69 |
71 |
72 |
70,0 |
5,8 |
|
Pr |
7,7 |
2,3 |
3,1 |
0,9 |
2,4 |
7,9 |
7,9 |
8,0 |
7,8 |
0,8 |
|
Nd |
25 |
8,8 |
11,9 |
3,8 |
9,4 |
24 |
24 |
23 |
25 |
3,7 |
|
Sm |
4,2 |
1,7 |
2,38 |
0,86 |
1,76 |
4,2 |
4,3 |
4,2 |
4,1 |
0,85 |
|
Eu |
0,79 |
0,59 |
0,5 |
0,29 |
0,55 |
0,9 |
0,7 |
0,8 |
0,8 |
0,35 |
|
Gd |
3,3 |
1,33 |
1,63 |
0,7 |
1,28 |
3,5 |
3,4 |
3,4 |
3,3 |
0,65 |
|
Tb |
0,5 |
0,2 |
0,2 |
0,11 |
0,17 |
0,6 |
0,5 |
0,6 |
0,5 |
0,1 |
|
Dy |
2,2 |
0,93 |
1,11 |
0,53 |
0,79 |
2,4 |
2,3 |
2,2 |
2,3 |
0,52 |
|
Ho |
0,4 |
0,16 |
0,2 |
0,1 |
0,16 |
0,42 |
0,5 |
0,51 |
0,4 |
0,1 |
|
Er |
1,1 |
0,46 |
0,6 |
0,26 |
0,43 |
1,2 |
1,2 |
1,3 |
1,1 |
0,24 |
|
Tm |
0,2 |
0,1 |
0,11 |
0,04 |
0,07 |
0,3 |
0,3 |
0,3 |
0,2 |
0,04 |
|
Yb |
1,2 |
0,4 |
0,61 |
0,26 |
0,39 |
1,3 |
1,2 |
1,3 |
1,2 |
0,25 |
|
Lu |
0,2 |
0,1 |
0,12 |
0,04 |
0,06 |
0,3 |
0,25 |
0,3 |
0,2 |
0,03 |
|
Hf |
5,5 |
2,9 |
3,1 |
2,0 |
2,4 |
5,5 |
5,3 |
5,5 |
5,4 |
1,8 |
|
Ta |
1,5 |
0,15 |
0,23 |
0,14 |
0,12 |
1,6 |
1,5 |
1,6 |
1,5 |
0,12 |
|
Pb |
22 |
16 |
14 |
10,1 |
20,8 |
30 |
21 |
10,3 |
23 |
9,6 |
|
Th |
8,3 |
1,8 |
2,1 |
0,7 |
1,9 |
8,5 |
8,3 |
8,4 |
8,4 |
0,7 |
|
U |
5,3 |
0,5 |
0,5 |
0,5 |
0,5 |
5,3 |
5,2 |
5,3 |
5,4 |
0,4 |
|
Mo |
8,6 |
7,5 |
6,8 |
6,3 |
8,7 |
8,3 |
8,0 |
8,1 |
8,6 |
6,1 |
|
Sn |
2,1 |
1,4 |
1,3 |
1,4 |
2,5 |
2,0 |
2,0 |
2,1 |
2,1 |
1,2 |
|
W |
1,9 |
1,7 |
1,4 |
1,3 |
2,2 |
1,8 |
2,0 |
2,1 |
1,9 |
1,1 |
|
Sr/Y |
27,9 |
149,2 |
98,1 |
176,6 |
142 |
29,6 |
28,7 |
28,5 |
27,8 |
126 |
|
Mg# |
0,25 |
0,28 |
0,25 |
0,48 |
0,6 |
0,28 |
0,25 |
0,50 |
0,26 |
0,53 |
|
Th/U |
1,54 |
1,6 |
1,6 |
1,4 |
3,8 |
1,6 |
1,6 |
1,6 |
1,55 |
1,75 |
|
(La/Yb)N |
21,44 |
14,4 |
12,5 |
8,1 |
13,0 |
19,5 |
20,2 |
20,5 |
21,45 |
8,75 |
|
Eu/Eu* |
0,047 |
0,05 |
0,039 |
0,081 |
0,079 |
0,05 |
0,039 |
0,045 |
0,047 |
0,1 |
Примечание. 1 – биотитовый плагиогранит Кунушского массива; 2, 3 – биотитовые плагиограниты Жиландинского массива; 4, 5 – порфировидные биотитовые плагиограниты массива Точка; 6, 7, 8 – биотитовые плагиогранит-порфиры Меридиональной дайки месторождения Бакырчик; 9 – биотитовый плагиогранит Борисовского плутона; 10 – дайка тоналита Манатского дайкового пояса.
В целом плагиограниты и тоналиты характеризуются типичными чертами адакитовых гранитоидов – в них весьма низкие концентрации иттрия и иттербия, повышенные содержания мантийных элементов – хрома, ванадия, никеля, кобальта. Нормированные к хондриту отношения лантана к иттербию варьируют от 8,1 до 21,45, указывающие на сильно дифференцированный тип распределения РЗЭ в породах. В них высокие отношения стронция к иттрию, которые варьируют от 27,9 до 176,6. Магнезиальное число колеблется от 0,25 до 0,6. Мультиэлементные спектры адакитовых гранитоидов Калбы демонстрируют обеднение более когерентными тяжёлыми РЗЭ, минимумы по U, Th, Be, Ta и Nb, максимумы по Zr, Hf, Cs, Ba (табл. 3, рис. 6).
Рис. 6. Диаграмма Sr – K/Rb – (SiO2/MgO)·100 по Мартину Х. и др. [Martin, 2005]
для адакитовых гранитоидов Калбы. Поля адакитов:
I – высококремнистых; II – низкокремнистых. Плагиограниты, 2 – тоналиты
В последнее время установлено, что адакиты и адакитовые гранитоиды образуются в широком диапазоне Р-Т условий и их состав определяется первичным протолитом, за счёт которого происходило формирование адакитов. На этой основе среди них выделяются 2 группы: высококремнистые (HSA) и низкокремнистые (LSA). Высококремнистые адакиты характеризуются преимущественными содержаниями SiO2, превышающими 60 масс. %, а низкокремнистые – менее 60 масс. %. На диаграмме Sr–K/Rb–(SiO2/MgО) · 100 адакитовые гранитоиды Калбы попадают в поле высококремнистых адакитов (рис. 6), показывая низкостронциевый состав, относительную деплетированность рубидием, высокие концентрации SiO2 и низкие отношения калия к рубидию [Martin, 2005].
На диаграмме K–Rb (рис. 7) все адакитовые гранитоиды описываемого района имеют небольшой разброс фигуративных точек на диаграмме и отчётливый тренд отношений калия к рубидию от ниже 100 до 100 и чуть выше, показывая умеренное калий-рубидиевое фракционирование и относительную слабую деплетированность рубидием в этом процессе. При этом увеличение K/Rb отношения в адакитовых гранитоидах Калбы наблюдается с уменьшением содержаний калия, что характерно для низкомагнезиальных адакитов [Rollinson, Tarney, 2005].
Рис. 7. Диаграмма K – Rb по Х. Роллинсону и Дж. Тарней [Rollinson, Tarney, 2005]
для адакитов кунушского комплекса Калба-Нарымского региона.
Остальные условные см. на рис. 6
Алейский комплекс в Рудном Алтае. Представительные анализы адакитовых гранитоидов комплекса сведены в табл. 4.
По классификации Х. Мартина [5] породные типы алейского комплекса попадают в поле высококремнистых адакитов с очень высокими соотношениями SiO2/MgO (oт 72 до 95) (рис. 8). В составе HFSE наблюдается сильное деплетирование с Nb и Ti негативными аномалиями.
Повышенные содержания глинозёма (Al2O3 = 14,9–16,96) в тоналитах и плагиогранитах, обеднение тяжёлыми REE и Y свидетельствуют о принадлежности их к породам высокоглинозёмистого типа, образование которых связывается с дегидратацией и плавлением метабазитов при P ≥ 10–12 кбар [Rapp, ].
Таблица 4
Представительные химические составы адакитовых гранитоидов алейского комплекса (главные компоненты в %, элементы в г/т)
|
Компоненты |
Тоналиты |
Плагиограниты |
Плагиолейкограниты |
|||||||
|
SiO2 |
66,3 |
67,38 |
66,6 |
70,93 |
69,6 |
70,04 |
70,1 |
75,34 |
75,64 |
74,95 |
|
TiO2 |
0,55 |
0,46 |
0,48 |
0,32 |
0,39 |
0,37 |
0,38 |
0,25 |
0,18 |
0,27 |
|
Al2O3 |
14,82 |
16,96 |
15,23 |
14,02 |
15,32 |
15,73 |
14,91 |
12,6 |
13,12 |
12,85 |
|
FeO* |
5,28 |
4,2 |
4,0 |
4,44 |
3,61 |
4,0 |
3,55 |
3,28 |
2,61 |
2,53 |
|
MnO |
0,12 |
0,06 |
0,09 |
0,11 |
0,07 |
0,05 |
0,10 |
0,07 |
0,18 |
0,11 |
|
MgO |
1,99 |
2,0 |
2,9 |
0,9 |
1,1 |
1,86 |
2,33 |
0,53 |
0,54 |
0,93 |
|
CaO |
5,16 |
4,2 |
3,5 |
3,73 |
3,51 |
3,82 |
3,42 |
2,22 |
2,14 |
1,97 |
|
Na2O |
4,57 |
3,4 |
4,87 |
4,1 |
3,95 |
2,97 |
3,98 |
3,84 |
3,38 |
4,12 |
|
K2O |
0,79 |
0,99 |
0,85 |
1,0 |
1,3 |
1,01 |
1,10 |
1,63 |
1,94 |
1,27 |
|
P2O5 |
0,10 |
0,06 |
0,05 |
0,18 |
0,19 |
0,11 |
0,10 |
0,04 |
0,07 |
0,08 |
|
Сумма |
99,95 |
99,97 |
99,87 |
100,0 |
99,96 |
100,03 |
100,0 |
99,93 |
99,97 |
99,98 |
|
Li |
10,5 |
10,9 |
11,1 |
12,5 |
11,0 |
16,6 |
15,5 |
15,7 |
15,5 |
14,8 |
|
Be |
0,9 |
0,91 |
0,93 |
2,1 |
2,0 |
1,12 |
1,93 |
2,1 |
2,2 |
2,0 |
|
Sc |
4,9 |
4,78 |
5,1 |
3,3 |
2,9 |
8,64 |
6,7 |
7,3 |
7,5 |
7,2 |
|
V |
55 |
50 |
52 |
40 |
40 |
50 |
40 |
35 |
32 |
33 |
|
Cr |
40,1 |
37,5 |
38,3 |
24,8 |
26,0 |
34,1 |
30,2 |
23,1 |
21,5 |
20,7 |
|
Co |
7,3 |
7,03 |
7,2 |
6,5 |
7,3 |
3,63 |
4,3 |
3,4 |
3,2 |
3,1 |
|
Ni |
11,6 |
11,1 |
11,3 |
6,7 |
7,0 |
6,47 |
6,5 |
6,1 |
6,0 |
5,8 |
|
Cu |
7,2 |
6,97 |
7,0 |
15,4 |
16,0 |
15,1 |
15,3 |
16,6 |
16,4 |
16,0 |
|
Zn |
38,7 |
36,6 |
38,2 |
39,3 |
40,0 |
43,2 |
41,8 |
44,1 |
45,3 |
40,3 |
|
Ga |
21,0 |
20,4 |
20,7 |
13,8 |
13,5 |
14,2 |
13,7 |
13,1 |
14,2 |
13,7 |
|
Rb |
15,9 |
15,7 |
16,3 |
25,7 |
12,8 |
39,8 |
29,4 |
16,3 |
17,5 |
18,0 |
|
Sr |
340 |
337 |
342 |
305 |
310 |
175 |
287 |
253 |
261 |
273 |
|
Y |
5,8 |
7,64 |
6,2 |
3,7 |
2,3 |
4,3 |
8,5 |
2,2 |
2,1 |
1,97 |
|
Zr |
18,5 |
19,2 |
19,1 |
40,6 |
59,8 |
44,5 |
43,7 |
57,8 |
55,1 |
56,2 |
|
Nb |
3,2 |
3,22 |
3,12 |
3,2 |
2,35 |
8,0 |
4,2 |
4,1 |
4,0 |
3,8 |
|
Cs |
0,4 |
0,43 |
0,41 |
0,48 |
0,5 |
0,85 |
0,6 |
0,9 |
0,91 |
0,83 |
|
Ba |
160 |
150 |
170 |
257 |
230 |
351 |
352 |
355 |
360 |
370 |
|
La |
7,55 |
8,63 |
9,9 |
16,7 |
12,4 |
17,7 |
15,7 |
16,8 |
17,0 |
16,5 |
|
Ce |
19,7 |
20,0 |
20,2 |
21,3 |
19,4 |
33,1 |
25,4 |
34,2 |
33,5 |
35,1 |
|
Pr |
2,4 |
2,49 |
2,5 |
3,95 |
3,9 |
4,05 |
4,1 |
4,3 |
4,2 |
4,1 |
|
Nd |
11,0 |
10,4 |
10,7 |
9,6 |
8,4 |
15,2 |
14,3 |
15,5 |
15,1 |
15,2 |
|
Sm |
2,5 |
2,23 |
2,3 |
2,3 |
1,78 |
2,93 |
2,57 |
1,81 |
1,8 |
1,78 |
|
Eu |
0,88 |
0,76 |
0,81 |
0,75 |
0,66 |
0,86 |
0,9 |
0,8 |
0,82 |
0,9 |
|
Gd |
2,12 |
2,02 |
2,2 |
1,7 |
1,6 |
2,97 |
2,5 |
1,9 |
1,85 |
1,86 |
|
Tb |
0,40 |
0,29 |
0,31 |
0,3 |
0,24 |
0,51 |
0,48 |
0,4 |
0,41 |
0,37 |
|
Dy |
1,62 |
1,54 |
1,61 |
2,9 |
3,0 |
3,09 |
2,95 |
2,7 |
2,6 |
2,5 |
|
Ho |
0,33 |
0,28 |
0,32 |
0,53 |
0,65 |
0,66 |
0,63 |
0,6 |
0,55 |
0,57 |
|
Er |
0,77 |
0,76 |
0,79 |
1,96 |
2,0 |
2,04 |
1,95 |
1,92 |
1,9 |
1,84 |
|
Tm |
0,18 |
0,12 |
0,15 |
0,28 |
0,3 |
0,31 |
0,25 |
0,28 |
0,27 |
0,25 |
|
Yb |
0,75 |
0,72 |
0,71 |
0,34 |
0,42 |
1,12 |
0,23 |
0,35 |
0,33 |
0,24 |
|
Lu |
0,11 |
0,1 |
0,12 |
0,13 |
0,06 |
0,31 |
0,25 |
0,2 |
0,18 |
0,19 |
|
Hf |
0,65 |
0,68 |
0,70 |
2,2 |
2,6 |
1,52 |
1,97 |
2,5 |
2,4 |
2,3 |
|
Ta |
0,22 |
0,23 |
0,24 |
0,4 |
0,2 |
0,46 |
0,37 |
0,3 |
0,32 |
0,31 |
|
Pb |
4,2 |
3,71 |
3,8 |
10,3 |
10,1 |
9,84 |
10,2 |
12,5 |
12,8 |
12,4 |
|
Th |
0,15 |
2,0 |
2,3 |
3,8 |
2,2 |
4,61 |
5,1 |
4,8 |
5,2 |
5,2 |
|
U |
0,15 |
0,16 |
0,15 |
0,25 |
0,4 |
0,72 |
0,65 |
0,65 |
0,51 |
0,31 |
|
Sr/Y |
58,6 |
44,1 |
55,2 |
82,4 |
134,8 |
40,7 |
33,8 |
115,0 |
124,3 |
138,6 |
|
Mg# |
0,27 |
0,32 |
0,42 |
0,17 |
0,23 |
0,32 |
0,4 |
0,14 |
0,18 |
0,27 |
|
Th/U |
14,7 |
12,5 |
15,3 |
15,2 |
5,5 |
6,4 |
7,8 |
7,4 |
10,2 |
16,8 |
|
(La/Yb)N |
6,7 |
7,92 |
9,2 |
32,5 |
19,7 |
10,4 |
45,3 |
31,7 |
33,9 |
45,6 |
Примечание. Анализы выполнены в лаборатории Института геологии и геофизики РАН (г. Новосибирск).
Рис. 8. Диаграмма Sr – K/Rb – (SiO2/MgO)·100 по Мартину Х. и др. [5] для адакитов алейского комплекса Рудного Алтая. Поля адакитов:
I – высококремнистых; II – низкокремнистых. Породные типы алейских адакитов:
1 – тоналиты; 2 – плагиограниты; 3 – плагиолейкограниты
На диаграмме соотношений Sr/Y–Y породы алейского комплекса попадают в поле адакитов (рис. 9).
На диаграмме R1–R2 по [Batchelor, Bolder] фигуративные точки составов порода попадают в 2 поля мантийные плагиогранитоиды и островодужные (рис. 10).
Рис. 9. Диграмма Sr/Y – Y для пород алейского комплекса.
Условные см. на рис. 8
Рис. 10. Диаграмма R1–R2 для пород алейского комплекса
(по Р. Батчелору и П. Боулдеру). Поля на диаграмме:
I – мантийные плагиограниты, II–VII – гранитоиды островодужные (II), постколлизионных поднятий (III), позднеорогенные (IV), анорогенные (V), синколлизионные (VI), посторогенные (VII). Остальные условные см. на рис. 8
Петрогенетические модели формирования адакитов Рудного Алтая могут быть связаны:
1) со слэб плавлением метабазальтоидов, локализованных на границе кора-мантия;
2) плавлением деламинированной гранат-содержащей нижней континентальной коры.
Однозначное решение может быть получено при проведении дополнительных исследований.
По соотношению K2O–MgO адакитовые гранитоиды алейского комплекса тяготеют к тренду низко калиевой дифференциации, связанной с частичным плавлением шпинелевого перидотита.
Адакитовые гранитоиды Саракокшинского массива в Горном Алтае. Химический состав плагиогранитоидов этого массива приведен в табл. 5.
Таблица 5
Представительные анализы гранитоидов
Саракокшинского массива (оксиды, масс. %, элементы, г/т)
|
Компоненты |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
|
SiO2 |
65,47 |
65,71 |
69,14 |
70,61 |
70,9 |
71,7 |
72,22 |
|
TiO2 |
0,40 |
0,43 |
0,35 |
0,36 |
0,39 |
0,26 |
0,31 |
|
Al2O3 |
13,26 |
15,51 |
12,58 |
12,89 |
14,92 |
12,91 |
12,41 |
|
Fe2O3 |
2,86 |
2,73 |
1,68 |
3,53 |
4,29 |
1,7 |
0,98 |
|
FeO |
4,54 |
2,95 |
4,95 |
2,13 |
0,44 |
2,12 |
4,99 |
|
MnO |
0,17 |
0,15 |
0,14 |
0,05 |
0,06 |
0,08 |
0,1 |
|
MgO |
3,0 |
1,71 |
1,67 |
1,14 |
0,81 |
0,78 |
1,12 |
|
CaO |
3,65 |
4,74 |
3,69 |
2,85 |
3,1 |
1,69 |
2,49 |
|
Na2O |
4,1 |
3,82 |
3,27 |
4,24 |
3,72 |
4,7 |
3,4 |
|
K2O |
0,31 |
0,58 |
0,8 |
0,8 |
0,45 |
1,5 |
0,5 |
|
P2O5 |
0,1 |
0,13 |
0,06 |
0,06 |
0,09 |
0,09 |
0,05 |
|
V |
195 |
197 |
102 |
104 |
108 |
105 |
101 |
|
Cr |
65 |
63 |
45 |
49 |
51 |
48 |
41 |
|
Ni |
52 |
56 |
42 |
46 |
48 |
44 |
41 |
|
Be |
1,4 |
1,8 |
2,5 |
2,9 |
3,1 |
2,8 |
3,3 |
|
Sc |
22 |
24 |
16 |
17 |
19 |
15 |
12 |
|
Li |
12 |
11 |
18 |
20 |
19 |
17 |
19 |
|
Sr |
200 |
210 |
190 |
195 |
192 |
196 |
191 |
|
Ba |
185 |
180 |
181 |
178 |
179 |
180 |
176 |
|
Rb |
15,5 |
16 |
16,8 |
16,5 |
17 |
16,8 |
16,6 |
|
Nb |
0,9 |
0,8 |
1,5 |
1,4 |
1,5 |
1,3 |
1,2 |
|
Zr |
88 |
90 |
165 |
168 |
170 |
165 |
172 |
|
Hf |
1,1 |
1,3 |
2,7 |
3,0 |
3,2 |
2,8 |
3,5 |
|
Ta |
0,3 |
0,32 |
0,28 |
0,29 |
0,28 |
0,3 |
0,29 |
|
La |
14,2 |
13,8 |
11,1 |
9,3 |
10,4 |
11,1 |
10,5 |
|
Ce |
20,1 |
19,6 |
18,3 |
16,2 |
17,3 |
17,8 |
15,8 |
|
Pr |
6,1 |
6,4 |
2,5 |
2,8 |
2,7 |
3,4 |
2,7 |
|
Nd |
9,3 |
9,2 |
8,5 |
8,1 |
8,0 |
8,8 |
8,2 |
|
Sm |
8,2 |
8,1 |
4,5 |
4,3 |
4,2 |
5,3 |
4,4 |
|
Eu |
1,5 |
1,4 |
1,9 |
1,0 |
1,1 |
1,4 |
1,2 |
|
Gd |
6,4 |
6,5 |
5,7 |
5,8 |
5,9 |
5,9 |
5,8 |
|
Tb |
1,3 |
1,2 |
1,1 |
1,2 |
1,1 |
1,2 |
1,2 |
|
Dy |
1,9 |
1,9 |
1,6 |
1,7 |
1,6 |
1,7 |
1,7 |
|
Ho |
0,9 |
0,8 |
0,7 |
0,8 |
0,7 |
0,8 |
0,8 |
|
Er |
0,7 |
0,7 |
0,5 |
0,6 |
0,6 |
0,6 |
0,5 |
|
Tm |
1,1 |
1,1 |
0,9 |
0,8 |
0,7 |
0,9 |
0,7 |
|
Yb |
1,4 |
1,5 |
1,2 |
1,3 |
1,2 |
1,3 |
1,3 |
|
Lu |
0,7 |
0,8 |
0,7 |
0,7 |
0,7 |
0,7 |
0,8 |
|
Y |
13,2 |
12,8 |
16,1 |
16,4 |
15,6 |
14,3 |
16,7 |
|
(La/Yb)N |
6,7 |
6,08 |
6,2 |
4,75 |
5,8 |
5,67 |
5,37 |
|
(Gd/Yb)N |
3,7 |
3,5 |
3,86 |
3,61 |
4,0 |
3,68 |
3,61 |
|
Eu/Eu* |
0,044 |
0,042 |
0,084 |
0,045 |
0,049 |
0,056 |
0,053 |
|
Mg# |
28,9 |
23,1 |
20,1 |
16,7 |
14,6 |
16,9 |
15,7 |
Примечание. Силикатные анализы на главные компоненты выполнены в Испытательном Западно-Сибирском Центре (г. Новокузнецк), а на элементы – методом ICP-MS в Лаборатории ИМГРЭ (г. Москва); значения РЗЭ нормированы по хондриту по [Anders, Greevesse, 1989].
Σ PЗЭ – сумма редкоземельных элементов. Eu* = (SmN + GdN)/2. Mg# [ = Mg/(Mg + Fet)]. Породы Саракокшинского массива: 1, 2 – тоналиты; 3–6 – плагиограниты; 7 – дайка плагиогранита
Тоналиты и плагиограниты характеризуются повышенными содержаниями натрия, железа, ванадия, никеля, хрома, марганца, превышающие кларковые значения. В то же время в них меньшие количества титана, фосфора, калия. Нормированные отношения (La/Yb)N варьируют от 4,75 до 6,7 и указывают умеренную дифференциацию редкоземельных элементов (РЗЭ). В целом магматиты Саракокшинского массива близки к островодужным породам с обогащением литофильными элементами (LILE) и деплетированы на высокозарядные (HFSE) элементы (Nb, Ta and Ti).
На диаграмме Al2O3/(N2O + K2O) – Al2O3/(N2O + K2O + CaO) фигуративные точки составов пород локализуются в поле пересыщенных глинозёмом пород (пералюминиевое поле) (рис. 11, а).
а б
Рис. 11. а – диаграмма Al2O3/(N2O + K2O) – Al2O3/(N2O + K2O + CaO)
по [Maniar, Piccoli, 1998] и б – диаграмма SiO2 – Fe2O3/(Fe2O3 + MgO)
по [Villaseca, Barbero, Herreros, 1998] для пород Саракокшинского массива:
1 – тоналиты; 2 – плагиограниты; 3 – дайка плагиогранита
Соотношение SiO2–Fe2O3/(Fe2O3 + MgO) показывает, что тоналиты попадают в поле магнезиальных пород, а плагиограниты – в поле железистых (рис. 11, б).
В координатах Sr/Y–Y фигуративные точки составов пород попадают в поле адакитов и в область перекрытия составов адакитов и поля типичных дуговых пород (андезитов, риолитов, дацитов) (рис. 12).
Рис. 12. Диаграмма Sr/Y–Y по [Barbarin, 1999] для пород Саракокшинского массива. Поля на диаграмме по [Barbarin, 1999]: Adakitic – Адакиты, Typical ARC rocks – породы типичных андезитов, риолитов, дацитов вулканических дуг. Условные обозначения те же, что на рис. 11
Адакитовые гранитоиды Новолушниковского комплекса Салаира.
Химические составы некоторых разновидностей пород представлены в табл. 6.
Таблица 6
Химические составы пород новолушниковского комплекса
|
Оксиды. Масс. ٪, элементы, г/т |
Тоналит |
Тоналит |
Плагиогранит |
Плагиогранит |
Лейкоплагио-гранит |
Лейкоплагио-гранит |
|
SiO2 |
65,97 |
65,95 |
68,33 |
67,24 |
73,8 |
74,1 |
|
TiO2 |
0,38 |
0,39 |
0,75 |
0,77 |
0,19 |
0,18 |
|
Al2O3 |
15,42 |
15,45 |
14,9 |
15,1 |
13,61 |
13,55 |
|
Fe2O3t |
3,93 |
3,90 |
5,37 |
5,35 |
2,22 |
2,2 |
|
MnO |
0,08 |
0,08 |
0,10 |
0,10 |
0,05 |
0,04 |
|
MgO |
1,65 |
1,65 |
1,07 |
1,09 |
0,64 |
0,63 |
|
CaO |
4,35 |
4,40 |
2,80 |
2,82 |
2,42 |
2,45 |
|
Na2O |
3,33 |
3,30 |
4,20 |
4,25 |
3,80 |
3,88 |
|
K2O |
1,34 |
1,30 |
2,62 |
2,52 |
1,72 |
1,71 |
|
P2O5 |
0,1 |
0,11 |
0,16 |
0,17 |
0,06 |
0,06 |
|
Cr |
10 |
9 |
5,1 |
7,1 |
14 |
12 |
|
Y |
8,8 |
8,5 |
13 |
14 |
1,1 |
1,1 |
|
Yb |
0,8 |
0,9 |
4,1 |
2,1 |
0,9 |
0,8 |
|
Rb |
29,1 |
30,8 |
26,2 |
29,7 |
42,5 |
44,5 |
|
Sr |
670 |
660 |
700 |
706 |
340 |
352 |
|
Sc |
9,3 |
9,1 |
17 |
14 |
10 |
11 |
|
Cu |
205 |
202 |
12 |
15 |
80 |
83 |
|
Zn |
94 |
91 |
215 |
205 |
90 |
97 |
|
Cs |
1,1 |
1,0 |
0,3 |
0,4 |
1,3 |
1,3 |
|
Sr/Y |
76,1 |
77,6 |
53,8 |
50,4 |
309 |
320 |
Примечание. Анализы выполнены в Лаборатории Западно-Сибирского Испытательного Центра (г. Новокузнецк). Fe2O3t – не разделённое общее железо (FeO + Fe2O3).
Соотношение K2O–SiO2 позволяет относить породы комплекса по химизму к известково-щелочной серии (рис. 13).
Рис. 13. Диаграмма K2O–SiO2 для пород новолушниковского комплекса Салаира.
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 [Peccerillo,
Taylor, 1976]. Cерии пород: I – толеитовая; II – известково-щелочная;
III – высоко-К известково-щелочная; IV – шошонитовая. Породы новолушниковского комплекса: 1 – тоналиты; 2 – плагиограниты; 3 – лейкоплагиограниты
На диаграмме Sr/Y–Y породы новолушниковского комплекса попадают в поле адакитов (рис. 14).
Рис. 14. Диаграмма Sr/Y–Y по [Defant, Drummond, 1993] для пород новолушниковского комплекса Салаираю. Поля на диаграмме по [Defant, Drummond, 1993]:
Adakitic – Адакиты, Typical ARC rocks – породы типичных андезитов, риолитов,
дацитов вулканических дуг. Породы новолушниковского комплекса:
1 – тоналиты; 2 – плагиограниты; 3 – лейкоплагиограниты
Адакитовые гранитоиды по соотношениям некоторых главных петрогенных элементов характеризуются специфическими особенностями. Так соотношения
A/NK–A/CNK однозначно классифицируют их как пералюминиеые сильно пересыщенные глинозёмом породы (рис. 15, а). Диаграмма соотношений
Fe2O3/(Fe2O3 + MgO)–SiO2 позволяет относить тоналиты и лейкоплагиограниты к магнезиальным разностям, а плагиограниты – к железистым (рис. 15, б).
а б
Рис. 15. а – диаграмма Al2O3/(N2O + K2O)–Al2O3/(N2O + K2O + CaO)
по [Maniar, Piccoli, 1989]; б – диаграмма SiO2–Fe2O3/(Fe2O3 + MgO) по [Villaseca, Barbero, Herreros, 1989] для пород новолушниковского комплекса. Остальные условные как на рис. 14
Более молодые адакитовые гранитоиды Салаира предствлены плагиогранитоидами выдрихинского комплекса.
Химические составы пород выдрихинского комплекса приведены в табл. 7.
Таблица 7
Химические составы пород выдрихинского комплекса
|
Оксиды. |
Тоналит |
Тоналит |
Плагиогранит |
Плагиогранит |
Плагиогранит |
|
SiO2 |
65,97 |
65,99 |
68,11 |
67,21 |
68,19 |
|
TiO2 |
0,48 |
0,46 |
0,41 |
0,40 |
0,44 |
|
Al2O3 |
15,19 |
15,2 |
15,14 |
15,25 |
15,08 |
|
Fe2O3t |
4,25 |
4,22 |
3,3 |
3,5 |
3,4 |
|
MnO |
0,07 |
0,07 |
0,07 |
0,06 |
0,06 |
|
MgO |
3,56 |
3,46 |
1,98 |
1,95 |
1,99 |
|
CaO |
4,21 |
4,25 |
2,90 |
2,8 0 |
2,77 |
|
Na2O |
3,74 |
3,81 |
4,11 |
4,21 |
4,33 |
|
K2O |
2,1 |
2,03 |
3,2 |
2,2 |
2,1 |
|
P2O5 |
0,2 |
0,2 |
0,13 |
0,11 |
0,10 |
|
Cr |
3,1 |
5,1 |
7,7 |
7,9 |
8,7 |
|
Y |
8,8 |
7,8 |
7,2 |
8,2 |
9,1 |
|
Yb |
1,0 |
1,1 |
0,6 |
0,7 |
0,5 |
|
Rb |
43,1 |
43,9 |
88,5 |
98,1 |
78,3 |
|
Sr |
505 |
515 |
920 |
930 |
925 |
|
Sc |
3,7 |
3,8 |
6,7 |
5,7 |
6,1 |
|
Cu |
12 |
15 |
48 |
38 |
25 |
|
Zn |
94 |
98 |
125 |
112 |
129 |
|
Cs |
0,6 |
0,5 |
3,8 |
3,5 |
3,3 |
|
Sr/Y |
57,4 |
66,0 |
127,8 |
113,4 |
101,6 |
Примечание. Анализы выполнены в Лаборатории Западно-Сибирского Испытательного Центра (г. Новокузнецк). Fe2O3t – не разделённое общее железо (FeO + Fe2O3).
Cоотношение K2O–SiO2 позволяет относить породные типы анализируемых гранитоидов к известково-щелочной серии пород (рис. 16). И лишь один плагиогранит выдрихинского комплекса попадет в поле высоко-калиевой известково-щелочной серии и в поле высоко-калиевого дацита по [Peccerillo, Taylor, 1976].
Рис. 16. Диаграмма K2O–SiO2 для пород выдрихинского комплексов Салаира.
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 [Peccerillo, Taylor, 1976]. Cерии пород: I – толеитовая; II – известково-щелочная;
III – высоко-К известково-щелочная; IV – шошонитовая. Породы выдрихинского комплеса: 1 – тоналиты; 2 – плагиограниты
На диаграмме Sr/Y–Y породы анализируемого комплекса попадают в поле адакитов (рис. 17).
На диаграмме Al2O3/(Na2O + K2O)–Al2O3/(CaO + Na2O + K2O) породы выдрихинского комплекса занимают поле пералюминиевых разностей, сильно пересыщенных глинозёмом (рис. 18, а).
Рис. 17. Диаграмма Sr/Y–Y по [Defant, Drummond, 1993] для пород новолушниковского и выдрихинского комплексов Салаира. Поля на диаграмме по [Defant, Drummond, 1993]: Adakitic – Адакиты, Typical ARC rocks – породы типичных андезитов, риолитов, дацитов вулканических дуг. Породы выдрихинского комплекса: 1 – тоналиты; 2 – плагиограниты
а б
Рис. 18. а – диаграмма Al2O3/(N2O + K2O)–Al2O3/(N2O + K2O + CaO);
б –диаграмма SiO2–Fe2O3/(Fe2O3 + MgO) для пород выдрихинского комплекса.
Остальные условные как на рис. 17
Соотношение Fe2O3/(Fe2O3 + MgO)–SiO2 позволяет относить породы анализируемых гранитоидов к магнезиальному типу, в которых магний преобладает над железом (рис. 18, б).
На диаграммах по экспериментальному плавлению различных пород породы выдрихинского комплекса попадают в поле плавления амфиболитов (рис. 19, а,).
Ультракислые породы выдрихинского комплекса располагаются на максимуме степени известково-щелочного фракционирования ортоклаза и альбита (рис. 19, d). Экспериментально установлено, что этой ситуации могут отвечать: уменьшение щёлочности в процессе взаимодействия вода-породы или небольшая степень ассимиляции пелитов, которые и будут легко увеличивать показатель A/СNK. Вероятно, именно ассимиляция пелитов и имела место для генерации конечных дифференциатов выдрихинского комплекса – плагиогранит-порфиров. Плагиограниты на этой диаграмме близки к составам палеозойских кратонных сланцев.
Рис. 19. Экспериментальные диаграммы:
a, b, c – диаграммы композиционных экспериментальных расплавов из плавления фельзических пелитов (мусовитовых сланцев), метаграувакк и амфиболитов для пород выдрихинского комплекса; d – диаграмма SiO2 – A/CNK) для пород выдрихинского комплекса. Тренд известково-щелочного фракционирования вулканических пород орогенных регионов, по [Ewart, 1979; Ewart, 1982]. A – Al2O3, CNK – Сумма CaO, Na2O, K2O.
Остальные условные те же, что на рис. 17
В Горной Шории отмечены два разновозрастных комплекса адакитовых гранитоидов: кштинский и садринский.
Петро-геохимический состав кштинского массива представлен в табл. 8.
Таблица 8
Представительные анализы пород Кштинского массива
(оксиды – в масс. %, элементы – в г/т)
|
Оксиды, элементы и их отношения |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
10 |
|
SiO2 |
53,87 |
58,43 |
58,61 |
66,65 |
71,8 |
74,34 |
75,23 |
75,25 |
75,45 |
75,61 |
|
TiO2 |
0,65 |
0,54 |
0,48 |
0,37 |
0,22 |
0,09 |
0,18 |
0,16 |
0,15 |
0,14 |
|
Al2O3 |
17,65 |
18,62 |
18,22 |
16,12 |
15,4 |
13,4 |
13,51 |
13,49 |
13,45 |
13,47 |
|
Fe2O3 |
4,67 |
3,25 |
3,45 |
2,01 |
1,11 |
1,0 |
1,02 |
1,04 |
1,03 |
1,01 |
|
FeO |
5,12 |
4,06 |
4,21 |
2,12 |
1,23 |
1,04 |
1,08 |
1,07 |
1,1 |
1,08 |
|
MnO |
0,17 |
0,15 |
0,14 |
0,1 |
0,06 |
0,04 |
0,05 |
0,05 |
0,04 |
0,03 |
|
MgO |
5,11 |
2,81 |
2,31 |
1,38 |
0,98 |
0,41 |
0,7 |
0,65 |
0,62 |
0,59 |
|
CaO |
6,75 |
7,85 |
7,18 |
5,18 |
3,98 |
1,91 |
3,55 |
3,65 |
3,45 |
3,3 |
|
Na2O |
3,34 |
3,21 |
3,96 |
3,9 |
3,91 |
4,76 |
3,42 |
3,39 |
3,51 |
3,7 |
|
K2O |
0,55 |
0,63 |
0,99 |
0,92 |
1,12 |
1,42 |
0,88 |
0,83 |
0,76 |
0,68 |
|
P2O5 |
0,09 |
0,08 |
0,09 |
0,07 |
0,05 |
0,04 |
0,04 |
0,03 |
0,03 |
0,04 |
|
Sc |
55,1 |
50,2 |
49,2 |
47,8 |
34,3 |
28,9 |
25,7 |
24,4 |
19,8 |
20,4 |
|
Be |
1,3 |
1,35 |
1,4 |
1,55 |
2,01 |
2,12 |
2,34 |
2,45 |
2,51 |
2,6 |
|
Cs |
0,4 |
0,45 |
0,46 |
0,52 |
0,55 |
0,53 |
0,51 |
0,58 |
0,57 |
0,59 |
|
Rb |
9,2 |
8,9 |
9,1 |
9,5 |
1,5 |
17,4 |
17,1 |
18,6 |
19,2 |
20,3 |
|
Sr |
393 |
387 |
391 |
384 |
271 |
196 |
171 |
242 |
134 |
123 |
|
Ba |
345 |
334 |
338 |
286 |
368 |
653 |
1987 |
376 |
123 |
137 |
|
Y |
11,5 |
12,1 |
12,3 |
9,3 |
6,4 |
3,5 |
5,2 |
1,9 |
1,7 |
1,5 |
|
Zr |
14,5 |
18,3 |
13,5 |
29,1 |
23,4 |
57,5 |
13,6 |
11,2 |
13,5 |
14,8 |
|
Hf |
0,45 |
0,62 |
0,42 |
0,7 |
0,68 |
0,57 |
1,97 |
1,45 |
1,35 |
1,42 |
|
Nb |
2,4 |
2,35 |
2,34 |
2,33 |
2,94 |
2,76 |
1,9 |
1,81 |
1,78 |
1,92 |
|
Ta |
0,17 |
0,18 |
0,16 |
0,18 |
0,21 |
0,23 |
0,19 |
0,14 |
0,16 |
0,15 |
|
Th |
0,86 |
0,91 |
0,76 |
0,65 |
0,98 |
1,56 |
1,97 |
2,45 |
2,56 |
2,76 |
|
U |
0,24 |
0,34 |
0,16 |
0,17 |
0,41 |
0,29 |
0,47 |
0,40 |
0,38 |
0,42 |
|
V |
87 |
70 |
69 |
53 |
28 |
30 |
17 |
15 |
13 |
12 |
|
Cr |
65 |
49 |
47 |
31 |
33 |
34 |
37 |
19 |
20 |
23 |
|
Ni |
20 |
12 |
11 |
10 |
9 |
7 |
5 |
6 |
5 |
4 |
|
Cu |
23 |
25 |
13 |
17 |
12 |
8 |
7 |
6 |
5 |
4 |
|
Pb |
12 |
9,5 |
10 |
13 |
16 |
21 |
19 |
18 |
12 |
10 |
|
Zn |
65 |
54 |
55 |
42 |
34 |
29 |
20 |
16 |
13 |
12 |
|
La |
13,8 |
5,6 |
4,65 |
5,2 |
8,4 |
9,3 |
10,2 |
10,5 |
11,1 |
11,5 |
|
Ce |
33,2 |
12,2 |
10,61 |
10,8 |
14,2 |
19,0 |
17,9 |
17,5 |
17,1 |
16,3 |
|
Pr |
4,3 |
1,55 |
1,47 |
1,4 |
1,6 |
2,3 |
1,62 |
1,63 |
1,7 |
1,63 |
|
Nd |
16,1 |
6,92 |
6,2 |
5,9 |
5,6 |
7,8 |
5,5 |
5,5 |
5,3 |
5,9 |
|
Sm |
4,2 |
1,83 |
1,67 |
1,34 |
0,8 |
1,32 |
0,54 |
0,56 |
0,6 |
0,58 |
|
Eu |
0,75 |
0,68 |
0,65 |
0,54 |
0,44 |
0,56 |
0,28 |
0,27 |
0,25 |
0,26 |
|
Gd |
4,1 |
2,16 |
1,67 |
1,35 |
0,75 |
1,25 |
0,62 |
0,6 |
0,58 |
0,6 |
|
Tb |
0,53 |
0,3 |
0,24 |
0,17 |
0,12 |
0,16 |
0,06 |
0,07 |
0,06 |
0,07 |
|
Dy |
4,5 |
1,94 |
1,51 |
0,85 |
0,54 |
0,83 |
0,2 |
0,2 |
0,18 |
0,25 |
|
Ho |
0,83 |
0,49 |
0,32 |
0,18 |
0,09 |
0,15 |
0,06 |
0,07 |
0,05 |
0,07 |
|
Er |
2,3 |
1,24 |
0,87 |
0,48 |
0,3 |
0,49 |
0,12 |
0,11 |
0,12 |
0,10 |
|
Tm |
0,23 |
0,2 |
0,17 |
0,07 |
0,05 |
0,1 |
0,04 |
0,03 |
0,04 |
0,03 |
|
Yb |
1,71 |
1,19 |
0,81 |
0,42 |
0,35 |
0,55 |
0,18 |
0,18 |
0,17 |
0,16 |
|
Lu |
0,22 |
0,19 |
0,13 |
0,08 |
0,05 |
0,11 |
0,04 |
0,03 |
0,02 |
0,02 |
|
εNd(T) |
– |
– |
– |
+7,3 |
+7,5 |
+7,6 |
– |
– |
– |
– |
|
87Sr/86Sr |
– |
– |
– |
0,7031 |
0,7038 |
0,7041 |
– |
– |
– |
– |
|
(La/Yb)N |
5,33 |
3,09 |
3,8 |
8,2 |
15,9 |
11,8 |
36,0 |
38,7 |
42,9 |
47,4 |
|
U/Th |
0,28 |
0,37 |
0,21 |
0,26 |
0,42 |
0,19 |
0,24 |
0,15 |
0,14 |
0,15 |
|
Mg# |
0,34 |
0,28 |
0,23 |
0,25 |
0,3 |
0,17 |
0,25 |
0,24 |
0,22 |
0,22 |
|
Sr/Y |
34,2 |
31,9 |
31,8 |
41,3 |
42,3 |
56,0 |
32,9 |
127,4 |
78,8 |
82,0 |
Примечание. Анализы выполнены: силикатный анализ в Испытательном Западно-Сибирском Центре (г. Новокузнецк), на редкие и редкоземельные элементы – методом ICP-MS и ICP-AES в Лаборатории ИГиМ СО РАН (г. Новосибирск). Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [Anders, Greevesse, 1989]. Mg# [ = Mg/(Mg + Fet)]. 1 – габбро-диорит; 2–3 – кварцевые диориты; 4 – тоналит; 5 – плагиогранит; 6–9 – лейкоплагиограниты; 10 – дайка лейкоплагиогранита
Все породы, попавшие в нашу выборку, оказались неизменёнными наложенными процессами о чём свидетельствуют низкие отношения U/Th, не превышающие 1. Во всех разностях отмечается средний уровень или очень высокий нормированных отношений (La/Yb)N, указывающих на дифференцированный тип распределения РЗЭ, что наряду с низкими значениями Y, Yb и высокими отношениями Sr/Y (от 31,8 до 127,4) характерно для адакитовых магм.
На диаграмме Al2O3/(Na2O + K2O)–Al2O3 /(CaO + Na2O + K2O) все породы Кштинского массива попадают в поле пералюминиевого типа (рис. 20, а). По соотношению Fe2O3t/(Fe2O3t + MgO) все породы за исключением одного анализа лейкоплагиогранита попадают в поле магнезиального типа (рис. 20, b).
а б
Рис. 20. а – диаграмма Al2O3/(N2O + K2O)–Al2O3/(N2O + K2O + CaO)
по [Maniar, Piccoli, 1989]; б – диаграмма SiO2–Fe2O3/(Fe2O3 + MgO)
по [Villaseca, Barbero, Herreros, 1998] для пород Кштинского массива:
1 – габбро-диорит; 2 – кварцевые диориты; 3 – тоналит; 4 – плагиогранит;
5 – лейкоплагиограниты; 6 – дайка лейкоплагиогранита
По соотношениям Sr/Y–Y все фигуративные точки составов пород локализуются в поле адакитов (рис. 21).
Рис. 21. Диаграмма Sr/Y – Y по [Defant, Drummond, 1993] для пород кштинского массива. Поля на диаграмме по [Defant, Drummond, 1993]: Adakitic – Адакиты,
Typical ARC rocks – породы типичных андезитов, риолитов, дацитов вулканических дуг. Породы кштинского массива: 1 – габбро-диорит; 2 – кварцевые диориты; 3 – тоналит;
4 – плагиогранит; 5 – лейкоплагиограниты; 6 – дайка лейкоплагиогранита
Для более позднего по времени формирования петротипического Садринского массива Горной Шории химический состав пород представлен в табл. 9.
Таблица 9
Представительные анализы пород петротипического садринского массива
(основные компоненты в масс. %, элементы в г/т)
|
Оксиды и элементы |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
10 |
11 |
12 |
13 |
14 |
15 |
|
SiO2 |
51,2 |
52,7 |
58,7 |
60,3 |
60,4 |
61,1 |
64,6 |
65,4 |
65,4 |
66,4 |
70,6 |
70,9 |
71,0 |
74,7 |
74,3 |
|
TiO2 |
1,2 |
1,06 |
0,58 |
0,46 |
0,56 |
0,6 |
0,35 |
0,3 |
0,37 |
0,39 |
0,24 |
0,20 |
0,22 |
0,07 |
0,09 |
|
Al2O3 |
15,6 |
14,8 |
18,3 |
17,6 |
18,2 |
16,8 |
17,6 |
16,7 |
17,2 |
15,8 |
15,6 |
16,0 |
15,91 |
14,1 |
14,5 |
|
Fe2O3t |
11,3 |
9,2 |
6,21 |
7,37 |
5,91 |
6,12 |
3,97 |
3,15 |
4,07 |
4,04 |
2,49 |
3,04 |
2,0 |
1,29 |
1,34 |
|
MnO |
0,19 |
0,16 |
0,15 |
0,14 |
0,15 |
0,14 |
0,1 |
0,11 |
0,1 |
0,11 |
0,06 |
0,07 |
0,07 |
0,02 |
0,03 |
|
MgO |
5,7 |
5,8 |
2,1 |
1,95 |
1,95 |
1,91 |
1,33 |
1,42 |
1,5 |
1,4 |
0,63 |
0,66 |
0,68 |
0,07 |
0,44 |
|
CaO |
9,5 |
9,8 |
6,55 |
4,99 |
6,31 |
5,73 |
4,18 |
3,64 |
3,51 |
3,95 |
2,83 |
2,21 |
2,43 |
1,29 |
1,89 |
|
Na2O |
2,4 |
3,5 |
4,84 |
4,8 |
4,61 |
4,88 |
5,52 |
5,9 |
5,24 |
4,59 |
5,32 |
4,93 |
5,53 |
3,92 |
3,09 |
|
K2O |
0,85 |
0,59 |
1,38 |
1,66 |
1,56 |
1,73 |
1,75 |
1,73 |
2,1 |
2,34 |
2,01 |
2,47 |
1,93 |
3,3 |
3,29 |
|
H2O |
0,1 |
0,1 |
0,72 |
0,42 |
0,20 |
0,58 |
0,10 |
1,28 |
0,1 |
0,57 |
0,38 |
0,05 |
0 |
0 |
0 |
|
P2O5 |
0,16 |
0,14 |
0,24 |
0,17 |
0,20 |
0,18 |
0,11 |
0,08 |
0,11 |
0,11 |
0,04 |
0 |
0,05 |
0,03 |
0,03 |
|
∑ |
98,8 |
99,1 |
99,8 |
99,8 |
99,9 |
99,8 |
99,6 |
99,8 |
99,7 |
99,7 |
100 |
100 |
99,8 |
99,2 |
99,4 |
|
Cs |
0,28 |
0,26 |
0,51 |
0,3 |
0,46 |
0,34 |
0,47 |
0,33 |
0,64 |
0,49 |
0,54 |
0,48 |
0,67 |
0,7 |
0,72 |
|
Cr |
92,4 |
91,7 |
87,5 |
84,6 |
84,3 |
76,8 |
65,4 |
23,7 |
25,5 |
23,8 |
18,9 |
18,6 |
17,8 |
12,5 |
13,5 |
|
Rb |
11,2 |
11,3 |
16,4 |
15,4 |
17,4 |
13,6 |
15,1 |
11,9 |
18,7 |
28,2 |
16,2 |
39,9 |
13,0 |
39,6 |
41,5 |
|
Sr |
510 |
505 |
739 |
591 |
663 |
579 |
525 |
552 |
634 |
569 |
531 |
427 |
540 |
585 |
604 |
|
Y |
17,4 |
18,0 |
18,7 |
12,5 |
12,4 |
13,8 |
13,0 |
9,73 |
15,5 |
14,8 |
7,65 |
5,64 |
8,73 |
5,2 |
5,3 |
|
Zr |
13,8 |
14,2 |
17,3 |
16,6 |
14,5 |
16,7 |
18,1 |
21,3 |
22,5 |
25,1 |
14,0 |
13,5 |
15,1 |
19,7 |
20,2 |
|
Nb |
5,5 |
5,3 |
5,47 |
2,99 |
2,59 |
3,4 |
6,28 |
5,66 |
5,41 |
4,74 |
3,93 |
2,69 |
3,86 |
4,5 |
4,6 |
|
Ba |
394 |
143 |
441 |
605 |
424 |
506 |
630 |
318 |
817 |
631 |
741 |
759 |
7,11 |
412 |
636 |
|
La |
13,7 |
13,5 |
12,3 |
8,25 |
7,09 |
8,77 |
13,1 |
11,0 |
12,0 |
12,1 |
7,17 |
5,21 |
7,85 |
6,1 |
6,3 |
|
Ce |
33,1 |
32,4 |
30,5 |
18,6 |
16,3 |
18,6 |
25,4 |
21,1 |
25,2 |
22,8 |
13,0 |
10,2 |
12,1 |
10,5 |
11,0 |
|
Pr |
4,1 |
3,7 |
4,02 |
2,29 |
2,12 |
2,52 |
2,84 |
2,65 |
2,76 |
2,8 |
1,68 |
1,34 |
1,81 |
1,2 |
1,4 |
|
Nd |
15,2 |
14,4 |
17,0 |
10,4 |
9,96 |
10,9 |
10,4 |
8,02 |
10,9 |
10,9 |
6,17 |
5,16 |
7,09 |
5,8 |
5,9 |
|
Sm |
4,2 |
4,0 |
3,74 |
2,28 |
2,39 |
2,59 |
2,1 |
1,71 |
2,61 |
2,11 |
1,24 |
1,18 |
1,38 |
1,0 |
1,1 |
|
Eu |
2,0 |
1,8 |
1,21 |
0,65 |
0,7 |
0,8 |
0,75 |
0,57 |
0,81 |
0,76 |
0,47 |
0,46 |
0,47 |
0,32 |
0,31 |
|
Gd |
4,0 |
4,2 |
3,62 |
2,28 |
2,33 |
2,62 |
2,02 |
1,62 |
2,8 |
2,43 |
1,15 |
1,11 |
1,45 |
0,8 |
0,81 |
|
Tb |
0,52 |
0,51 |
0,63 |
0,41 |
0,47 |
0,47 |
0,31 |
0,25 |
0,47 |
0,36 |
0,18 |
0,18 |
0,19 |
0,14 |
0,15 |
|
Dy |
4,4 |
4,3 |
3,42 |
2,18 |
2,45 |
2,34 |
1,98 |
1,45 |
2,36 |
2,05 |
1,16 |
0,99 |
1,37 |
1,0 |
0,98 |
|
Ho |
0,81 |
0,8 |
0,71 |
0,46 |
0,46 |
0,51 |
0,41 |
0,35 |
0,47 |
0,42 |
0,25 |
0,23 |
0,31 |
0,22 |
0,23 |
|
Er |
2,2 |
2,1 |
2,01 |
1,31 |
1,21 |
1,5 |
1,36 |
0,91 |
1,32 |
1,38 |
0,74 |
0,69 |
0,94 |
0,47 |
0,48 |
|
Tm |
0,22 |
0,22 |
0,35 |
0,22 |
0,25 |
0,25 |
0,25 |
0,17 |
0,19 |
0,21 |
0,13 |
0,11 |
0,15 |
0,1 |
0,11 |
|
Yb |
1,92 |
1,88 |
2,05 |
1,29 |
1,36 |
1,34 |
1,61 |
0,95 |
1,38 |
1,24 |
0,88 |
0,74 |
0,88 |
0,75 |
0,76 |
|
Lu |
0,21 |
0,23 |
0,3 |
0,18 |
0,18 |
0,21 |
0,24 |
0,17 |
0,24 |
0,25 |
0,14 |
0,12 |
0,16 |
0,12 |
0,13 |
|
Hf |
0,52 |
0,53 |
0,83 |
0,8 |
0,73 |
0,64 |
0,83 |
0,75 |
0,84 |
0,99 |
0,64 |
0,7 |
0,64 |
0,45 |
0,44 |
|
Ta |
0,15 |
0,14 |
0,44 |
0,19 |
0,14 |
0,19 |
0,38 |
0,36 |
0,36 |
0,29 |
0,28 |
0,23 |
0,27 |
0,2 |
0,21 |
|
Th |
1,22 |
1,23 |
1,31 |
0,99 |
1,38 |
1,16 |
1,85 |
1,71 |
1,94 |
3,03 |
1,34 |
0,96 |
0,91 |
1,3 |
1,25 |
|
U |
0,54 |
0,52 |
0,63 |
0,57 |
0,72 |
0,64 |
0,51 |
0,8 |
0,78 |
0,81 |
0,33 |
0,32 |
0,23 |
0,55 |
0,56 |
|
U/Th |
0,44 |
0,42 |
0,48 |
0,58 |
0,52 |
0,55 |
0,28 |
0,47 |
0,4 |
0,27 |
0,25 |
0,33 |
0,25 |
0,42 |
0,45 |
|
La/YbN |
4,71 |
4,75 |
4,1 |
4,3 |
3,5 |
4,4 |
5,5 |
7,9 |
5,9 |
6,5 |
5,5 |
4,8 |
6,0 |
5,4 |
5,5 |
|
Eu/Eu* |
0,87 |
0,85 |
1,0 |
0,9 |
0,9 |
0,9 |
1,1 |
1,0 |
0,9 |
1,0 |
1,2 |
1,2 |
1,0 |
0,45 |
0,46 |
|
∑PЗЭ |
104 |
102 |
81,9 |
50,8 |
47,3 |
53,5 |
62,9 |
61,0 |
63,4 |
59,8 |
34,3 |
27,7 |
36,1 |
33,7 |
35,0 |
|
Sr/Y |
29,3 |
28,0 |
39,5 |
47,3 |
53,5 |
41,9 |
40,4 |
56,7 |
40,9 |
38,4 |
69,4 |
69,4 |
61,8 |
112,5 |
113,9 |
Примечание. Анализы выполнены в Лаборатории ИМГРЭ. 1, 2 – габбро; 3–6 – кварцевые диориты; 7–10 – тоналиты; 11–12 – меланограниты; 13 – плагиограниты; 14, 15 – плагиолейкограниты. Fe2O3t – суммарное двух- и трёхвалентное железо.
На диаграмме TAS из всех пород повышенной кремнекислотности только диориты и кварцевые диориты формируют относительно обособленное фигуративное поле, а другие гранитоиды, включая тоналиты, образуют компактную группу пород с содержанием кремнезема от 64 до 74 %, что свидетельствует об их совместном формировании и кристаллизации в принятом объеме третьей фазы внедрения. Химический состав диоритоидов и гранитоидов Садринского массива характеризуется повышенной глиноземистостью и свидетельствует о их принадлежности, как и габброидов первой фазы внедрения, к известково-щелочнойсерии островных дуг.
От плагиогранитов саракокшинского комплекса Горного Алтая они уверенно отличаются повышенной щелочностью и калиевостью, меньшими содержаниями
магния и кальция. По данным Г.А. Бабина (2000), особенности редкоэлементного состава указывают на принадлежность данных пород к геохимическому типу гранитоидов андезитового ряда островных дуг (I тип гранитов), отличающихся от саракокшинских и майнских плагиогранитов толеитового ряда (М-типа гранитов) повышенными содержаниями Nb, Sr, Ba, Li и Rb.
Рис. 22. Диаграмма TAS (SiO2 – Na2O + K2O)
для средних составов пород садринского комплекса:
1 – габбро; 2– кварцевые диориты; 3 – гранодиориты; 4 – плагиограниты;
5 – плагиолейкограниты; 6, 7 – лейкограниты
На диаграмме A/NK–A/CNK по Маньяру и Пикколи [Maniar, Piccoli, 1989] все породы садринского комплекса попадают в поле пералюминиевых гранитоидов (рис. 23).
Рис. 23. Диаграмма A/NK – A/CNK по Маньяру и Пикколи [Maniar, Piccoli, 1989] для пород садринского комплекса. А = Al2O3, N = Na2O, K = K2O, C = CaO.
Породы садринского комплекса: 1 – габбро; 2 – кварцевые диориты;
3 – тоналиты; 4 – меланограниты, 5 – плагиограниты, 6 – плагиолейкограниты
На диаграмме Брэдшоу (рис. 24) средние составы породных типов садринского комплекса от габброидов до тоналитов располагаются в поле кристаллизационной дифференциации расплавов с фракционированием главным минералов (темноцветных и салических) без фракционирования циркона.
Рис. 24. Диаграмма молекулярных отношений (4 [Ca + Na] + 0,5[Fe + Mg])/Zr – (Si + Al)/Zr по Т. Брадшоу [Bradshaw, 1992] для пород массива:
1 – габбро, 2 – кварцевые диориты, 3 – тоналиты, 4 – меланограниты, 5 – плагиограниты, 6 – плагиолейкограниты, 7 – лейкограниты; 8 – эволюционные тренды фракционирования; 9 – тренд увеличения степени частичного плавления; 10 – критическая линия раздела фракционирования главных минералов и циркона (при 68 масс. % SiO2); 11 – частный эволюционный тренд для пород Садринского массива; 12 – тренды смешения расплавов
Начиная с гранита и кончая лейкоплагиогранитами в глубинном очаге происходила трансформация режима флюидного насыщения, что привело к кристаллизационной дифференциации с участием циркона. Тренд дифференциации пород от гранита к плагиолейкогранитам и лейкогранитам параллелен тренду фракционирования циркона.
Высокие отношения Sr/Y в фельзических разностях пород (кварцевых диоритах. Тоналитах, гранолиоритах, плагиогранитах, лейкоплагиогранитах) и низкие содержания Y, Yb однозначно указывают на адакитовую близость. По соотношениям Sr–K/Rb–(SiO2/MgO)·100 по Мартину Х. и др. [Martin et al., 2005] тоналиты и плагиограниты попадают в поле высококремнистых адакитов. В то же время их можно отнести к группе высокоглинозёмистых адакитов [Гусев, Гусев, 2010].
На бинарной диаграмме распределения элементов в породах садринского массива в координатах Сr–Zr на этапе габбро-кварцевые диориты-тоналиты тренд дифференциации строго следовал направлению эволюции состава при частичном плавлении исходного источника и кристаллизационной дифференциации с разделением плагиоклаза с одной стороны и ортопироксена, роговой обманки – с другой (рис. 26, a), а на отрезке генерации меланогранитов-плагиогранитов-плагиолейкогранитов и лейкогранитов наблюдается резкое отклонение от указанного тренда. В этом случае тренд параллелен фракционированию циркона.
Рис. 25. Диаграмма Sr – K/Rb – (SiO2/MgO)·100 по Мартину Х. и др.
[Martin, 2005] для адакитовых гранитоидов садринского комплекса.
Поля адакитов: I – высококремнистых, II – низкокремнистых;
1 – плагиограниты; 2 – тоналиты
Близкая картина наблюдается и на диаграммах в координатах Rb–Ba (рис. 26, в), Y–Zr, Rb–Zr, Y–Rb, Sr–Zr (рис. 26). На раннем этапе тренд дифференциации параллелен тренду частичного плавления, а на позднем этапе формирования меланограниты-лейкограниты заметно отступление от этого тренда эволюции вплоть до обратного направления.
Возраст садринского комплекса определяется прорыванием массивами габброидов и гранитоидов вулканогенно-осадочных отложений атлинской свиты второй половины раннего кембрия и налеганием на породы данного комплекса отложений средне-позднеордовикской гурьяновской свиты, что фиксирует среднекембрийско-раннеордовикский временной интервал. Кроме того, в последнее время U-Pb датированием цирконов из гранитов третьей фазы Садринского массива установлен возраст 501,8 ± 2,9 млн. лет, на основании которого Г.А. Бабиным был принят позднекембрийско-раннеордовикский возраст диоритов и гранитоидов данного комплекса, а габброиды рассматривались как среднекембрийские интрузивные образования. Но согласно последним уточнениям основных возрастных рубежей геохронологической шкалы [Гусев, Гусев, Гутак, Федак, 2005], имеющаяся датировка соответствует границе среднего и позднего кембрия, а серийной легендой устанавливается традиционно принимаемый для садринского (лебедского) комплекса среднекембрийский возраст. В данном сообщении также, в соответствии с серийной легендой, принимается среднекембрийский, но допускается и более поздний, средне-позднекембрийский возраст вышерассмотренного садринского комплекса.
Рис. 26. Бинарные диаграммы распределения элементов в породах садринского массива:
8 – 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.
Pl – плагиоклаз, Opx- ортопироксен, Rog – роговая обманка, Bt – биотит.
Остальные условные обозначения см. на рис. 22 и 24
Коптинский комплекс в Туве. Химический состав пород этого копмлекса сведен в табл. 10.
В целом породы коптинского комплекса характеризуются низкими концентрациями TiO2, Nb, Ta, Rb, Y, Yb, Ga, суммы щелочей (3,7–6,6 %), преобладанием Na над K, повышенными количествами Cr, V, Ni, Co (табл. 10). Они характеризуются высокими отношениями Sr/Y, варьирующими от 13,2 до 93,3 с тенденцией увеличения к поздним фазам. Высокие отношения (La/Yb)N указывают на сильно дифференцированный тип распределения РЗЭ.
Таблица 10
Химический состав пород коптинского комплекса
(оксиды – масс. %, элементы – г/т)
|
Компоненты |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
|
SiO2 |
55,9 |
65,95 |
66,05 |
69,1 |
70,7 |
72,4 |
72,7 |
|
TiO2 |
0,8 |
0,50 |
0,48 |
0,43 |
0,42 |
0,17 |
0,2 |
|
Al2O3 |
16,3 |
16,75 |
16,72 |
13,8 |
14,76 |
15,11 |
16,1 |
|
Fe2O3 |
3,15 |
2,4 |
2,42 |
1,82 |
1,37 |
1,42 |
1,4 |
|
FeO |
4,85 |
4,0 |
3,8 |
4,12 |
3,15 |
0,75 |
0,8 |
|
MnO |
0,15 |
0,22 |
0,21 |
0,14 |
0,11 |
0,06 |
0,1 |
|
MgO |
4,6 |
1,2 |
1,15 |
1,36 |
0,95 |
0,3 |
0,3 |
|
CaO |
7,65 |
4,95 |
4,92 |
4,7 |
4,1 |
2,3 |
2,2 |
|
Na2O |
3,7 |
4,25 |
4,3 |
3,42 |
3,41 |
4,6 |
5,2 |
|
K2O |
1,2 |
1,08 |
0,95 |
0,38 |
0,6 |
1,1 |
1,4 |
|
P2O5 |
0,21 |
0,2 |
0,18 |
0,15 |
0,08 |
0,06 |
0,07 |
|
Cr |
95 |
42 |
40 |
28 |
25 |
15 |
35 |
|
V |
83 |
52 |
51 |
35 |
33 |
28 |
40 |
|
Ni |
20 |
27 |
25 |
23 |
22 |
18 |
21 |
|
Co |
12 |
11 |
10 |
8 |
9 |
7,5 |
7,0 |
|
Zn |
75 |
26 |
25 |
28 |
30 |
23 |
21 |
|
Pb |
8,0 |
4,5 |
5,0 |
6,0 |
6,5 |
6,8 |
7,0 |
|
Sn |
2,4 |
0,9 |
1,0 |
1,1 |
1,2 |
1,3 |
1.2 |
|
Mo |
1,4 |
0,2 |
0,25 |
0,3 |
0,3 |
0,25 |
0,3 |
|
Be |
0,8 |
0,3 |
0,4 |
0,5 |
0,6 |
0,45 |
0,5 |
|
Zr |
95 |
50 |
48 |
60 |
52 |
50,5 |
55 |
|
Nb |
3,5 |
4,8 |
4,7 |
5,0 |
4,9 |
4,7 |
5,1 |
|
Sr |
120 |
420 |
410 |
380 |
395 |
405 |
420 |
|
Ba |
195 |
300 |
290 |
270 |
278 |
310 |
315 |
|
Ga |
10,5 |
5,5 |
6,7 |
7,5 |
8,0 |
8,5 |
9,0 |
|
Ge |
0,9 |
0,4 |
0,5 |
0,6 |
0,65 |
0,7 |
0,5 |
|
Li |
1,1 |
0,5 |
0,8 |
1,0 |
1,1 |
1,0 |
0,9 |
|
Sc |
13,3 |
2,0 |
2,7 |
3,0 |
3,2 |
3,1 |
2,9 |
|
Rb |
4,8 |
4,5 |
5,2 |
5,1 |
6,0 |
6,2 |
5,8 |
|
La |
13,5 |
20,5 |
21,0 |
12,2 |
12,0 |
24,1 |
9,1 |
|
Ce |
22,1 |
42,3 |
43,5 |
21,7 |
21,0 |
50,5 |
21,2 |
|
Pr |
1,2 |
7,0 |
7,2 |
1,1 |
1,0 |
22,2 |
1,1 |
|
Nd |
7,8 |
13,2 |
13,8 |
7,2 |
7,1 |
20,1 |
5,2 |
|
Sm |
2,2 |
2,4 |
2,2 |
2,1 |
2,0 |
7,2 |
3,1 |
|
Eu |
0,5 |
0,31 |
0,3 |
0,5 |
0,45 |
1,5 |
0,5 |
|
Gd |
3,9 |
4,4 |
4,3 |
3,8 |
3,7 |
4,8 |
5,5 |
|
Tb |
0,6 |
0,5 |
0,5 |
0,5 |
0,6 |
0,5 |
0,6 |
|
Dy |
2,8 |
1,5 |
1,6 |
2,6 |
2,5 |
3,0 |
3,5 |
|
Ho |
0,6 |
0,6 |
0,65 |
0,5 |
0,5 |
0,8 |
1,2 |
|
Er |
1,8 |
1,9 |
1,92 |
1,8 |
1,7 |
3,4 |
2,7 |
|
Tm |
1,1 |
0,2 |
0,3 |
1,1 |
1,0 |
0,3 |
1,8 |
|
Yb |
1,2 |
0,82 |
0,9 |
1,1 |
0,8 |
0,7 |
0,6 |
|
Y |
9,1 |
8,7 |
8,8 |
9,0 |
7,9 |
11,5 |
4,5 |
|
Hf |
0,75 |
0,8 |
0,7 |
0,75 |
0,7 |
0,85 |
0,7 |
|
Ta |
0,43 |
0,3 |
0,25 |
0,25 |
0,26 |
0,23 |
0,22 |
|
(La/Yb)N |
7,43 |
16,51 |
15,44 |
7,31 |
9,89 |
20,96 |
10,03 |
|
Sr/Y |
13,2 |
48,3 |
46,6 |
42,2 |
50,0 |
35,2 |
93,3 |
Примечания: 1 – диорит; 2, 3 – тоналиты; 4–7 – плагиограниты.
На диаграмме Al2O3/(Na2O + K2O) – Al2O3/(CaO + Na2O + K2O) фигуративные точки составов пород попадают в поле пералюминиевых разностей (рис. 27, а), а по соотношениям SiO2 – Fe2O3/(Fe2O3 + MgO) все породные типы, кроме ранних диоитов, классифицируются железистыми разностями, а диориты – магнезиальными (рис. 27,б).
а б
Рис. 27. а – диаграмма Al2O3/(N2O + K2O) – Al2O3/(N2O + K2O + CaO)
по [Maniar, Piccoli, 1989] и б –диаграмма SiO2– Fe2O3/(Fe2O3 + MgO)
по [Villaseca, Barbero, Herreros, 1989] для пород коптинского комплекса:
1 – диориты; 2 – тоналиты; 3 – плагиограниты
На диаграммах по экспериментальному плавлению различных источников положение составов пород коптинского комплекса указывает на их происхождение за счёт плавления амфиболитов и частично метаграувакк (рис. 28). Ультракислые породы коптинского комплекса располагаются на максимуме степени известково-щелочного фракционирования ортоклаза и альбита (рис. 28, d). Экспериментально установлено, что этой ситуации могут отвечать следующие условия: уменьшение щёлочности в процессе взаимодействия вода-породы или небольшая степень ассимиляции пелитов, которые и будут легко увеличивать показатель A/СNK. Вероятно, именно ассимиляция пелитов и некоторое снижение общей щёлочности пород (Na2O + K2O для некоторых плагиогранитов снижается до 3,4 и 4,01 мас. %) и имели место в процессе генерации конечных дифференциатов коптинского комплекса – низкощелочных плагиогранитов. Плагиограниты на этой диаграмме близки к составам палеозойских кратонных сланцев (рис. 28, d).
Рис. 28. Экспериментальные диаграммы:
a, b, c – диаграммы композиционных экспериментальных расплавов из плавления фельзических пелитов (мусковитовых сланцев), метаграувакк и амфиболитов для пород коптинского комплекса; d – диаграмма SiO2 – A/CNK) для пород коптинского комплекса. Тренд известково-щелочного фракционирования вулканических пород орогенных регионов, по [Ewart, 1979; ewart, 1982]. A – Al2O3, CNK – Сумма CaO, Na2O, K2O.
Остальные условные те же, что на рис. 27
В координатах Sr/Y–Y все породные типы коптинского комплекса попадают в поле адакитов (рис. 29), широко распространённых в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса [Гусев, Гусев, 2010].
Химические составы плагиогранитов сапшиланского комплекса в Прибайкалье сведены в табл. 11.
Рис. 29. Диаграмма Sr/Y–Y по [Defant, Drummond, 1993] для пород коптинского комплекса Тувы. Поля на диаграмме по [Defant, Drummond, 1993]: Adakitic – Адакиты, Typical ARC rocks – породы типичных андезитов, риолитов, дацитов вулканических дуг.
Остальные условные те же, что на рис. 28
Таблица 11
Представительные химические составы плагиогранитов сапшиланского комплекса (оксиды в масс. %, элементы в г/т)
|
Компоненты |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
|
SiO2 |
76,9 |
77,1 |
76,8 |
75,5 |
76,2 |
|
TiO2 |
0,06 |
0,05 |
0,05 |
0,08 |
0,06 |
|
Al2O3 |
14,03 |
13,85 |
13,95 |
14,11 |
14,02 |
|
Fe2O3t |
0,46 |
0,45 |
0,45 |
0,48 |
0,49 |
|
MnO |
0,04 |
0,03 |
0,04 |
0,05 |
0,05 |
|
MgO |
0,26 |
0,30 |
0,25 |
0,33 |
0,34 |
|
CaO |
3,5 |
3,55 |
3,35 |
3,6 |
3,58 |
|
Na2O |
3,85 |
3,65 |
3,7 |
3,9 |
4,01 |
|
K2O |
0,75 |
0,72 |
0,73 |
0,74 |
0,72 |
|
P2O5 |
0,03 |
0,02 |
0,04 |
0,04 |
0,04 |
|
V |
24 |
21 |
25 |
31 |
23 |
|
Cr |
22 |
20 |
21 |
24 |
20 |
|
Sc |
28 |
26 |
26 |
29 |
22 |
|
Co |
15 |
16 |
17 |
20 |
20 |
|
Ni |
8 |
7 |
9 |
12 |
10 |
|
Pb |
13 |
14 |
15 |
18 |
11 |
|
Rb |
2,5 |
3,0 |
2,3 |
3,0 |
3,1 |
|
Sr |
465 |
470 |
455 |
460 |
462 |
|
Ba |
200 |
185 |
210 |
195 |
205 |
|
Zn |
23 |
22 |
24 |
22 |
25 |
|
Y |
3,0 |
3,5 |
3,0 |
3,1 |
3,2 |
|
Zr |
25 |
27 |
28 |
26 |
27 |
|
Nb |
0,11 |
0,10 |
0,11 |
0,12 |
0,12 |
|
La |
5,8 |
6,0 |
5,6 |
5,7 |
5,65 |
|
Ce |
7,6 |
8,5 |
6,9 |
6,8 |
6,75 |
|
Pr |
0,31 |
0,3 |
0,3 |
0,29 |
0,3 |
|
Nd |
2,8 |
3,7 |
2,4 |
2,3 |
2,5 |
|
Sm |
0,5 |
0,8 |
0,4 |
0,6 |
0,5 |
|
Eu |
0,5 |
0,7 |
0,4 |
0,7 |
0,75 |
|
Gd |
0,4 |
0,45 |
0,32 |
0,38 |
0,39 |
|
Tb |
0,08 |
0,07 |
0,05 |
0,09 |
0,1 |
|
Dy |
0,03 |
0,04 |
0,035 |
0,05 |
0,06 |
|
Ho |
0,01 |
0,02 |
0,01 |
0,02 |
0,02 |
|
Er |
0,03 |
0,04 |
0,02 |
0,05 |
0,05 |
|
Tm |
0,01 |
0,02 |
0,01 |
0,02 |
0,02 |
|
Yb |
0,2 |
0,25 |
0,16 |
0,3 |
0,31 |
|
Lu |
0,03 |
0,04 |
0,03 |
0,05 |
0,05 |
|
Hf |
0,55 |
0,65 |
0,5 |
0,52 |
0,53 |
|
Ta |
0,03 |
0,04 |
0,04 |
0,04 |
0,04 |
|
Th |
0,37 |
0,45 |
0,32 |
0,42 |
0,41 |
|
U |
0,03 |
0,04 |
0,02 |
0,035 |
0,04 |
|
ΣTR |
21,3 |
24,4 |
19,6 |
20,4 |
20,6 |
|
Sr/Y |
155 |
134 |
152 |
148 |
144 |
|
(La/Yb)N |
19,2 |
15,9 |
23,1 |
12,6 |
12,04 |
|
(La/Sm)N |
7,1 |
4,6 |
8,6 |
5,8 |
6,9 |
|
U/Th |
0,081 |
0,089 |
0,051 |
0,083 |
0,09 |
|
Eu/Eu* |
3,35 |
3,29 |
3,36 |
4,25 |
5,08 |
Примечание. Силикатные анализы выполнены в Западно-Сибирском Испытательном Центре (г. Новокузнецк). ΣTR – сумма редкоземельных элементов. N – элементы нормированы по [Anderse, Greevesse, 1989]. Eu* = (SmN + GdN)/2. 1–5 – гиперстеновые лейкоплагиограниты сапшиланского комплекса
Гиперстеновые лейкоплагиограниты характеризуются повышенными концентрациями кремнезёма, V, Cr, Co, Ni, преобладанием натрия над калием, пониженными содержаниями титана, Y, Yb, Nb, Ta. Анализируемые породы имеют весьма низкие суммарные концентрации редких земель (от 19,6 до 24,4). Они характеризуются повышенными отношениями лёгких РЗЭ к тяжёлым (La/Yb)N и лёгких РЗЭ к средним (La/Sm)N, что указывает на дифференцированный тип распределения РЗЭ. Весьма низкие отношения U/Th
свидетельствуют об отсутствии наложенных гидротермальных изменений в породах.
По соотношениям некоторых главных компонентов составы пород классифицируются как высоко пералюминиевыми разностями и магнезиальными (рис. 30).
Низкие концентрации Y (менее 18 г/т), Yb (менее 1,8 г/т), высокие отношения Sr/Y в плагиогранитах указывают на близость их составов к адакитам. Это же подтверждается и положением составов пород на диаграмме Sr/Y–Y (рис. 31).
а б
Рис. 30. а – диаграмма Al2O3/(N2O + K2O) – Al2O3/(N2O + K2O + CaO)
по [Maniar, Piccoli, 1989]; б – диаграмма SiO2 – Fe2O3/(Fe2O3 + MgO)
по [Villaseca, Barbero, Herreros, 1989] для пород сапшиланского комплекса:
1 – гиперстеновые лейкоплагиограниты сапшиланского комплекса
Рис. 31. Диаграмма Sr/Y–Y по [Defant, Drummond, 1993] для пород сапшиланского комплекса. Поля на диаграмме по [Defant, Drummond, 1993]: Adakitic – Адакиты,
Typical ARC rocks – породы типичных андезитов, риолитов, дацитов вулканических дуг. Остальные условные те же, что на рис. 30
На территории Западной Монголии в пределах Озёрной зоны к раннепалеозойскому возрастному интервалу относятся адакитовые гранитоиды по С.Н. Рудневу [Руднев, 2009]: тоналит-плагиогранитной ассоциации Харанурского плутона (с абсолютной датировкой по U-Pb изотопной системе в цирконах 531 ± 10 млн. лет), тоналит-диоритовой ассоциации Дзабханского интрузива (абсолютная датировка 529 ± 6 млн. лет), тоналит-плагиогранитной ассоциации Шаратологойского плутона (с возрастом 519 ± 8 млн. лет), диорит-тоналит-плагиогранитной ассоциации Хиргиснурского плутона (с возрастом 495 ± 2 млн. лет).
Некоторые петрохимические данные по этим гранитоидам приведены в табл. 12.
Тоналиты и плагиограниты Харанурского плутона характеризуются повышенными концентрациями Ba (180–480 г/т), Sr (650–430 г/т), Cr, V, Ni (табл. 1), отношениями Sr/Y (65–70) и пониженными величинами (г/т): Y (2,9–3,4), Yb (0,47–0,62),
Zr (70–35), Hf (1,1–2,0), Nb (0,5–1,4), Ta (0,1–0,16). Характерно умеренное преобладание лёгких лантаноидов над тяжёлыми (La/Yb)N = 3,1–13,2, позитивные
и негативные аномалии Eu – (Eu/Eu*) = 0,7–1,8. По содержаниям Al2O3 (> 15 масс. %) и Yb (0,47–0,62 г/т) они отвечают плагиогранитоидам высокоглинозёмистого типа. Породы Харанурского плутона имеют высокие значения εNd(T) = + 7,4, низкие (87Sr/86Sr)0 = 0,7039, указывающие на мантийную составляющую в их источнике.
Таблица 12
Содержания некоторых компонентов в адакитовых гранитоидах Озёрной зоны Монголии (оксиды даны в масс. %, элементы – в г/т)
|
Породы |
SiO2 |
Al2O3 |
Na2O |
K2O |
Cr |
V |
Ni |
Y |
Yb |
|
Харанурский плутон |
|||||||||
|
Тоналиты |
66,26 |
17,03 |
4,55 |
0,42 |
56 |
64 |
33 |
3,4 |
0,62 |
|
Плагиограниты |
73,17 |
16,11 |
5,21 |
0,7 |
50 |
53 |
29 |
2,9 |
0,47 |
|
Дзабханский массив |
|||||||||
|
Тоналиты |
65,6 |
17,1 |
4,5 |
0,45 |
62 |
54 |
40 |
10,5 |
1,1 |
|
Шаратологойский плутон |
|||||||||
|
Тоналиты |
66,14 |
14,75 |
4,13 |
0,75 |
52 |
61 |
31 |
11,5 |
1,3 |
|
Плагиограниты |
72,55 |
13,96 |
5,21 |
1,3 |
41 |
52 |
27 |
8,7 |
0,97 |
|
Хиргиснурский плутон |
|||||||||
|
Тоналиты |
65,26 |
17,21 |
3,9 |
0,81 |
49 |
57 |
29 |
7,7 |
0,55 |
|
Плагиограниты |
72,88 |
16,35 |
4,1 |
0,95 |
41 |
51 |
21 |
6,2 |
0,48 |
Примечание. Анализы выполнены в Лаборатории Испытательного Западно-Сибирского центра (г. Новокузнецк).
На диаграмме Sr/Y–Y все разновидности изученных пород Озёрной зоны попадают в поле адакитов (рис. 32).
Рис. 32. Диаграмма Sr/Y – Y по [Defant, Drummond, 1993] для пород Озёрной зоны. Поля на диаграмме по [Defant, Drummond, 1993]: Adakitic – Адакиты, Typical ARC rocks – породы типичных андезитов, риолитов, дацитов вулканических дуг. Породы Озёрной зоны Западной Монголии: 1 – тоналиты Дзабханского интрузива; 2 – тоналиты;3 – плагиограниты Харанурского плутона; 4 – тоналиты; 5 – плагиограниты Шаратологойского плутона;
6 – тоналиты; 7 – плагиограниты Хиргиснурского плутона
На диаграмме SiO2–K2O породные типы Озёрной зоны попадают в область толеитовой серии и лишь плагиограниты Шаратологойского плутона локализуются в поле известково-щелочной серии пород (рис. 33).
Рис. 33. Диаграмма K2O – SiO2 для пород Озёрной зоны. 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 [Peccerillo, Taylor, 1976].
Cерии пород: I – толеитовая; II – известково-щелочная; III – высоко-К известково-щелочная; IV – шошонитовая. Породы Озёрной зоны Западной Монголии:
1 – тоналиты Дзабханского интрузива; 2 – тоналиты; 3 – плагиограниты Харанурского плутона; 4 – тоналиты; 5 – плагиограниты Шаратологойского плутона;
6 – тоналиты; 7 – плагиограниты Хиргиснурского плутона
На диаграмме La/YbN–YbN породные типы Озёрной зоны Западной Монголии тяготеют к тренду плавления кварцевого эклогита (рис. 34), то есть материала сильно метаморфизованной нижней коры.
Тоналиты Дзабханского интрузива характеризуются низкими концентрациями (г/т): Rb (4,5–4,7, Ba (77–105) и высокими Sr (520–650). Содержания высокозарядных элементов в породах варьируют в широком диапазоне значений (г/т):
Y (5,8–10,8), Nb (0,12–4,95), Ta (0,1–0,53), Zr (12–48), Hf (0,3–1,3). Породы Дзабханского массива имеют высокие значения Al2O3 и относятся к высокоглинозёмистому типу плагиогранитов. Изотопные значения тоналитов имеют высокие значения εNd = + 7,9 – +8,0 и низкие (87Sr/86Sr)0 = 0,7037.
Тоналиты и плагиограниты Шаратогольского плутона имеют сравнительно низкие концентрации K2O (0,7–2,4 масс. %), Rb (15–55 г/т), широкие вариации Ba (400–890 г/т), Sr (220–610 г/т), Nb (1,5–5,0 г/т), Ta (0,1–0,5 г/т), Y (8,5–15,7 г/т), Zr (65–240 г/т), Hf (2,0–6,2 г/т). По индикаторным элементам (Al2O3 < 15 масс. % и Yb = 0,90–1,45 г/т) они отвечают плагиогранитоидам низкоглинозёмистого типа. По изотопным характеристикам пород (εNd = +6,5 – +6,6; (87Sr/86Sr)0 = 0,7038–0,7039) они являются типичными для плагиогранитоидов островодужного этапа.
Рис. 34. Диаграмма (La/Yb)N–(Yb)N, по [Barbarin, 1990], для пород Озёрной зоны Монголии. Тренды плавления различных источников: I – кварцевые эклогиты; II – гранатовые амфиболиты; III – амфиболиты; IV – гранатсодержащая мантия, с содержанием граната 10 %; V – гранасодержащая мантия, с содержанием граната 5 %; VI – гранатсодержащая мантия, с содержанием граната 3 %; ВМ – верхняя мантия; ВК – верхняя кора.
Остальные словные см. на рис. 33
Породы Хиргиснурского плутона, в отличие от Шаратогольского, относятся к высокoглинозёмистым плагиогранитоидам, в них повышенные содержания Al2O3 > 15 масс. % и низкие Yb = 0,26–0,55 г/т. Тоналиты и плагиограниты этого плутона характеризуются следующими содержаниями элементов (г/т): Nb (0,5–1,1),
Ta (0,07–0,12), Y (4,4–8,5), Zr (78–118), Hf (2,6–4,1), Ba (310–500), Sr (815–1000). Породы Хиргиснурского плутона характеризуются преобладанием лёгких лантаноидов над тяжёлыми (10,5–22,0), указывающим сильно дифференцированный типа распределения РЗЭ.
Приведенные данные свидетельствуют о наличии в составе адакитовых гранитоидов Озёрной зоны двух групп: низкоглинозёмистых (A2O3 менее 15 %) и высокоглинозёмистых (A2O3 более 15 %). При этом высокоглинозёмистые адакитовые гранитоиды Харанурского, Дзабханского и Хиргиснурского плутонов относятся к тоналит-трондъемитовой серии магматитов, для которых применима метабазитовая модель формирования, предусматриваюшая возможность образования тоналит-плагиогранитоидных магм при дегидратированном плавлении мафических субстратов в диапазоне давлений от 3 до 25 кбар. и температурах 900–1100 °С. Плавлению подвергались высоко метаморфизованные нижне коровые субстраты, представленные эклогитами. По изотопно-геохимическим данным плагиогранитоиды таких комплексов относятся к + εNd – типу (εNd(0) = +3,8; c широким диапазоном значений εNd(T) = от +3,9 до +7,5) , а по петрогеохимическим – к высокоглинозёмистым плагиогранитам [Martin, 1999] и высококремнистым адакитам [Martin, 1999]. Необходимым условием генерации плагигранитоидов такого типа служит высокое давление
(больше или равное 10–12 кбар) и равновесие расплава с гранат-содержащим реститом. Их формирование происходило в островодужной обстановке и плавлению подвергались высоко метаморфизованные нижнекоровые образования, представленные эклогитами.
Низкоглинозёмистые адакитовые гранитоиды Шаратогольскго плутона дают очень узкий предел вариации εNd(T) = от +6,5 до +6,6. Они формировались при значительно меньших давлениях, в интервале от 3 до 9 кбар [Rapp, Watson, 1995] в равновесии с роговообманково-плагиоклаз-клинопироксен- ортопироксеновым реститом. Генерация низкоглинозёмистых адакитовых гранитоидов Шаратогольского плутона, вероятно, происходила в аккреционно-коллизионном этапе формирования Озёрной зоны Западной Монголии.
Данные по адакитовым гранитоидам Озёрной зоны Монголии позволяют склониться к комбинированному механизму их генерации. Ближе всего комбинация модели возрастающего плавления субдуцирующего слэба, в котором отмечается переход от процесса дегидратации слэба к частичному плавлению и значительной роли метасоматизирующих флюидов мантийного клина в формировании адакитовых гранитоидов. Такими флюидами могли быть трансмагматические флюиды, участвовавшие в генерации поздних фаз становления глубинных магматических очагов в виде заключительных дериватов и дайковых образований, подтоку более восстановленных флюидов [Гусев, Гусев, 2005], игравших важную роль в формировании наиболее концентрированного и масштабного оруденения бакырчикского золото-черносланцевого типа.
Представительные анализы породных типов гранитоидов ерудинского комплекса Енисейского кряжа сведены в табл. 13.
Таблица 13
Химические составы гранитоидов ерудинского комплекса
|
Компоненты |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
|
SiO2 |
59,8 |
66,9 |
68,6 |
68,8 |
74,1 |
73,8 |
73,5 |
71,34 |
71,44 |
|
TiO2 |
1,1 |
0,53 |
0,51 |
0,65 |
0,24 |
0,25 |
0,26 |
0,4 |
0,34 |
|
Al2O3 |
14,5 |
15,9 |
15,32 |
15,65 |
14,4 |
14,06 |
14,73 |
15,04 |
15,1 |
|
Fe2O3 |
5,8 |
2,12 |
0,62 |
0,7 |
0,14 |
0,11 |
0,72 |
0,87 |
0,81 |
|
FeO |
2,3 |
3,8 |
3,3 |
3,94 |
1,73 |
1,81 |
1,11 |
2,52 |
2,6 |
|
MnO |
0,12 |
0,1 |
0,08 |
0,14 |
0,03 |
0,04 |
0,11 |
0,12 |
0,12 |
|
MgO |
2,9 |
1,1 |
1,71 |
1,09 |
0,24 |
0,33 |
0,43 |
0,68 |
0,7 |
|
CaO |
4,8 |
2,6 |
3,2 |
3,4 |
1,60 |
1,47 |
2,12 |
2,7 |
2,6 |
|
Na2O |
3,9 |
3,7 |
3,9 |
3,05 |
4,1 |
3,2 |
3,1 |
2,68 |
2,7 |
|
K2O |
1,6 |
2,6 |
2,2 |
1,8 |
3,35 |
4,2 |
3,6 |
3,2 |
2,9 |
|
P2O5 |
0,25 |
0,12 |
0,11 |
0,14 |
0,04 |
0,15 |
0,05 |
0,1 |
0,07 |
|
Li |
3,9 |
26,3 |
19,0 |
23,82 |
25,1 |
24,8 |
21,1 |
34,4 |
34,1 |
|
Sc |
6,2 |
6,4 |
5,5 |
4,0 |
4,7 |
3,3 |
3,2 |
1,7 |
1,9 |
|
V |
12 |
10,3 |
24,7 |
35 |
11,1 |
11 |
12 |
11 |
12 |
|
Cr |
21 |
4,7 |
18,1 |
14 |
2,9 |
10,4 |
3 |
9,6 |
5 |
|
Co |
11 |
7,1 |
7,5 |
8,1 |
7,0 |
3,8 |
3 |
6,1 |
6,0 |
|
Ni |
9 |
3,2 |
9,5 |
6,2 |
5,1 |
3,5 |
2,3 |
3,6 |
4,1 |
|
Cu |
2,8 |
10,8 |
12,3 |
4,4 |
4,8 |
1,9 |
3,3 |
3,8 |
3,5 |
|
Zn |
11 |
107 |
51,2 |
59,2 |
62,2 |
36,5 |
30 |
39,9 |
35,2 |
|
Ga |
26,8 |
22,6 |
20,5 |
24,1 |
18,7 |
20,3 |
19,75 |
20,8 |
19,8 |
|
Rb |
4,5 |
108 |
61 |
120 |
92 |
142 |
138 |
115 |
117 |
|
Sr |
1100 |
283 |
255 |
250 |
282 |
198 |
220 |
215 |
220 |
|
Y |
9,6 |
28,4 |
9,8 |
14,5 |
11,3 |
7,4 |
7,3 |
7,9 |
7,7 |
|
Zr |
160 |
224 |
275 |
260 |
160 |
138 |
169 |
168 |
155 |
|
Nb |
16,2 |
12,5 |
8,1 |
11 |
18,8 |
8,0 |
7,0 |
8,6 |
8,2 |
|
Cs |
0,25 |
1,7 |
1,9 |
4,5 |
3,6 |
4,1 |
2,8 |
3,1 |
3,0 |
|
Ba |
475 |
635 |
565 |
145 |
310 |
4804 |
580 |
650 |
559 |
|
U |
2,3 |
2,2 |
1,3 |
1,4 |
4,1 |
1,5 |
1,7 |
0,9 |
1,1 |
|
Th |
6,3 |
22,4 |
14,8 |
17,2 |
25,1 |
8,4 |
12,1 |
12,2 |
13,1 |
|
Hf |
4,0 |
5,9 |
6,1 |
6,15 |
4,2 |
3,6 |
4,7 |
4,2 |
4,1 |
|
Ta |
1,1 |
1,7 |
0,6 |
0,95 |
1,3 |
0,65 |
1,2 |
0,72 |
0,8 |
|
Pb |
3,9 |
21 |
13 |
14,1 |
25 |
22,1 |
28,1 |
20 |
15,6 |
|
La |
11,5 |
66,8 |
32,6 |
53,2 |
59,6 |
19,0 |
25 |
13,8 |
13,82 |
|
Ce |
25 |
126 |
50,2 |
78,6 |
111 |
40,36 |
46,0 |
35,8 |
35,77 |
|
Pr |
2,6 |
12,9 |
7,4 |
19,45 |
10,9 |
3,53 |
4,5 |
2,5 |
2,53 |
|
Nd |
9,35 |
45 |
25,1 |
35,7 |
34,6 |
12,1 |
14,65 |
8,3 |
9,52 |
|
Sm |
1,9 |
7,7 |
4,12 |
5,65 |
5,11 |
2,2 |
2,36 |
1,51 |
1,45 |
|
Eu |
1,16 |
1,3 |
1,04 |
1,08 |
1,08 |
0,72 |
0,86 |
0,94 |
0,93 |
|
Gd |
1,91 |
6,7 |
3,2 |
4,45 |
3,8 |
2,02 |
1,89 |
1,69 |
1,69 |
|
Tb |
0,33 |
1,1 |
0,37 |
0,64 |
0,5 |
0,28 |
0,25 |
0,26 |
0,31 |
|
Dy |
1,65 |
5,8 |
1,97 |
2,8 |
2,4 |
1,42 |
1,43 |
1,44 |
1,43 |
|
Ho |
0,37 |
1,1 |
0,36 |
0,52 |
0,45 |
0,26 |
0,26 |
0,30 |
0,30 |
|
Er |
0,94 |
3,1 |
0,81 |
1,34 |
1,3 |
0,75 |
0,68 |
0,85 |
0,81 |
|
Tm |
0,15 |
0,43 |
0,11 |
0,2 |
0,14 |
0,13 |
0,12 |
0,18 |
0,16 |
|
Yb |
0,9 |
2,46 |
0,81 |
1,2 |
1,04 |
0,7 |
0,69 |
0,91 |
0,9 |
|
Lu |
0,14 |
0,35 |
0,1 |
0,17 |
0,14 |
0,11 |
0,12 |
0,15 |
0,13 |
|
(La/Yb)N |
8,5 |
17,9 |
27,6 |
30,7 |
39,3 |
18,2 |
24,0 |
9,9 |
10,2 |
|
Sr/Y |
115 |
10,0 |
26,5 |
17,0 |
24,8 |
26,5 |
30,2 |
27,3 |
26,4 |
|
Th/U |
2,7 |
10,2 |
11,4 |
12,3 |
6,1 |
5,6 |
7,1 |
13,5 |
11,9 |
|
Nb/Ta |
14,7 |
7,4 |
13,5 |
11,6 |
14,5 |
12,3 |
5,8 |
11,9 |
10,3 |
|
87Sr/86Sr |
0,7059 |
0,7065 |
|||||||
|
εNd(t) |
-5,0 |
-6,1 |
Примечание. Силикатные анализы выполнены в Лабораториях Западно-Сибирского Испытательного Центра (г. Новокузнецк); анализы на малые элементы выполнены в Лаборатории ИМРГЭ (г Москва) методами ICP-MS и ICP-AES. Породы ерудинского комплекса:
1 – диоритогнейс; 2 – гранодиоритогнейс; 3 – гранит гнейсоватый; 4 – плагиогранитогнейс;
5, 6, 7 – лейкограниты гнейсоватые; 8, 9 – граниты гнейсоватые
Торий-урановые отношения в породах выше единицы (2,7–13,5), что указывает на слабые вторичные изменения гранитоидов, не смотря на их разнейсование. Высокие отношения Nb/Ta указывают на ювенильный компонент в источнике гранитоидов.
Принадлежность к адакитовым гранитоидам огнейсованных пород ерудинского комплекса подтверждается низкими коцентрациями Y (менее 18 г/т) и Yb (менее 1,8 г/т), за исключением гранодиоритогнейсов (табл. 12). Показательно положение фигуративных точек породных типов на диаграмме Sr/Y–Y (рис. 35). Все породы, кроме гранодиоритогнейсов, попадают в поле адакитов.
Рис. 35. Диаграмма Sr/Y – Y по [Defant, Drummond, 1993]
для пород ерудинского комплекса Енисейского кряжа:
1 – диоритогнейс; 2 – гранодиорито-гнейс; 3 – граниты гнейсоватые;
4 – плагиогранитогнейсы; 5 – лейкограниты гнейсоватые
Аналогичное положение занимают породы ерудинского комплекса и на диаграмме (La/Yb)N–(Yb)N (рис. 36).
Рис. 36. Диаграмма (La/Yb)N–(Yb)N по [Defant, Drummond, 1993] для пород ерудинского комплекса Енисейского кряжа. Условные обозначения те же, что и на рис. 35
Различные петро-геохимические показатели в породах показывают, что формирование гранитоидов происходило с участием двух источников: ювенильного, связанного с подъёмом мантийных ингредиентов во время формирования гранито-гнейсовых куполов (вероятно, высоковосстановленных мантийных флюидов плюмовой природы) и нижнекорового, связанного с плавлением гранулитов при высоких температурах.