Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПОСТКОЛЛИЗИОНЫЕ И АНОРОГЕННЫЕ ГРАНИТОИДЫ АЛТАЯ

Гусев А И,

Глава 3. АНОРОГЕННЫЕ ГРАНИТОИДЫ ДЕВОНСКОГО ВОЗРАСТА

К этой группе относятся гранитоиды майорского и елиновско-бутачихинского комплексов. Среди гранитоидов среднедевонского возраста выделяются моношпатовые гиперсольвусные (агпаитовые) щелочные майорский и елиновско-бутачихинский комплексы [Гусев, Будникова, Колонакова, 2000; Гусев, Гусев, 2005].

Майорский гранит-лейкогранитовый комплекс объединяет небольшие гипабиссальные массивы, развитые в юго-восточной части Чарышского блока Чарышско-Чуйской СФЗ (Майорский петротипический массив и ряд более мелких интрузивных тел Майорского ареала), в пределах Коргонского наложенного прогиба (Ночной, Еловский, Абайский, Тимофеевский, Владимировский массивы) и среди сланцев Терехтинской СФЗ (Тюдетский, Красноярский, Огневский, Бирюксинский массивы), наращивая на северо-запад ареалы развития катандинско-рахмановской габбро-гранитной серии. В целом, рассматриваемый комплекс представляет собой сложнодифференцированную с бимодальным распределением компонентов полиформационную габбро-гранитную серию, при этом предполагается [Корреляция…, 2000] комагматичность проявлений данных породных ассоциаций вулканитам коргонского вулканического комплекса. До настоящего времени достаточно спорным остается отнесение к майорскому или топольнинскому комплексам массивов Тургундинского ареала в восточной части Терехтинской СФЗ (Тургундинский, Берткемский массивы и ряд более мелких тел Кастахтинской группы в субширотной полосе, протягивающихся на запад до практического слияния с массивами Тюдетского ареала), близких по составу пород как усть-беловским и боровлянским, так и катандинско-рахмановским породным ассоциациям.

В Майорском ареале петротипический Майорский массив (150 км2) сложен двумя фазами внедрения:

1 – биотит-амфиболовыми меланогранитами, рибекитовыми, эгирин-рибекитовыми гранитами;

2 – лейкогранитами, микропегматитовыми лейкогранитами.

Массив представляет собой штокообразное дискордантное тело площадью около 150 км2, прорывающее отложения силура. Контакты с вмещающими отложениями неровные, извилистые. Известняки и известковистые алевролиты ороговикованы в экзоконтактовой полосе на ширину 300-350 м, отмечается развитие рудных (магнетит) гранат-везувиан-пироксеновых и эпидот-амфиболовых скарнов с флюоритом, халькопиритом. Преобладают обычно катаклазированные неравномернозернистые миароловые граниты, дающие постепенные переходы к субщелочным, рибекитовым и эгирин-рибекитовым разностям на юге интрузива в краевых и купольных частях, осложняющих западную часть массива.

Меланограниты и граниты 1 фазы внедрения состоят из грубопертитового щелочного полевого шпата (45 %), кварца (33 %), плагиоклаза № 0–16 (15 %), высоко железистого (? = 64–96) низко глиноземистого биотита (15 %), амфибола ряда катафорит-рибекит-озаннит (5–8 %), пироксена (салит, титанавгит, эгирин-авгит) (менее 5 %). Биотит гранитоидов первой фазы характеризуется повышенной железистостью (f = 65,1), не высокой глинозёмистостью (l = 32,2), низкими значениями алюминия в октаэдрической координации (AlVI = 0,18). Акцессорные минералы представлены магнетитом, ильменитом, цирконом, флюоритом, ортитом, колумбитом, сфеном, чевкинитом, фергюсонитом, бастнезитом, касситеритом [Нечаева, 1976]. Структура графическая, микропегматитовая. Породы характеризуются повышенной щелочностью (Na2O + K2O = 7,73–8,13), агпаитностью (КАГ = 0,89), железистостью (F = 86), низкой анортитовостью (с = 0,6), умеренной глиноземистостью (коэффициент Шенда = 1,05). Содержание редких элементов высокое (г/т), типичное для анорогенных А-типов гранитов (Zr = 280–269, Nb = 24–28, Y = 37–33, Sr = 376–150, Rb = 90–130). Отношение FeOt/MgO составляет 6,03–7,34 и низкие концентрации CaO (1,37–0,73) также характерны для А-типа гранитов. Отношение Nb/Ta в меланогранитах самое низкое (5,85) из всех пород Майорского массива. Степень дифференцированности РЗЭ не высокая (отношение La/YbN = 3,75). Отмечается заметная позитивная аномалия по церию.

Таблица 3.1

Представительные анализы некоторых минералов гранитоидов
Майорского и Усть-Тулатинского массивов

Примечания. Майорский массив: 1 – эгирин; 2, 3 – амфиболы; 4, 5 – биотиты гранитоидов 1 фазы внедрения; 6 – биотит лейкогранитов 2 фазы внедрения; 7 – полевой шпат; Усть-Тулатинский массив: 8 – биотит гранитов 1 фазы внедрения; 9 – биотит лейкогранитов 2 фазы внедрения.

Рибекитовые граниты розовато- и желтовато-серой окраски. В их составе преобладает призматический полевой шпат (50–60 %), в значительном количестве (до 30–35 %) отмечается кварц Характерным темноцветным минералом является амфибол, равномерно распределённый в породе с редкими гломеропорфировыми скоплениями. Его содержания варьируют от 5 до 10 % при среднем значении 6–8 %. Спорадически отмечаются астрофиллит, эгирин. Характерна гипидиоморфнозернистая структура, местами переходящая в аллотриоморфнозернистую. Амфибол представлен крупными (до 0,5–1 см) удлинённо-призматическими кристаллами почти чёрного цвета с буровато-синим оттенком. Пересчёт на структурную формулу химического состава амфибола (табл. 3.1) показал, что по величине катионной группы
(Х = 2,11–2,15) он близок к рибекиту (для рибекита Х = 2, а для арфведсонита Х = 3). Кроме того, близость к рибекиту устанавливается и по отсутствию алюминия в октаэдрической координации (AlVI). Микропертитовый полевой шпат образует в гранитах призматические кристаллы. По химизму полевой шпат характеризуется почти равными количествами натрия и калия при некотором преобладании последнего (табл. 3.2).

Таблица 3.2

Представительные анализы пород Майорского и Усть-Тулатинского массивов

Примечание. Майорский массив: 1 – меланограниты 1 фазы; 2 – биотитовые граниты 1 фазы; 3 – рибекитовые граниты 1 фазы; 4 – лейкограниты 2 фазы; Усть-Тулатинский массив: 5 – лейкограниты 2 фазы. Нормализация некоторых РЗЭ проведена относительно концентраций в хондрите по [Anders, Greevesse, 1987]. Eu* = (SmN + GdN)/2. Анализы на РЗЭ выполнены методом ICP-ms в лаборатории ГЕОХИ СО РАН (г. Иркутск).

Дифрактометрия полевых шпатов позволяет относить их к варьирующему ряду от Ab45Or55 до Ab60Or40. При этом в микропертитовых кристаллах отмечается несколько более высокая доля альбитовой фазы. В качестве акцессориев в рибекитовых гранитах присутствуют ильменит (до 1600 г/т), пирит, халькопирит, флюорит, монацит, циркон (бурый и бесцветный), эпидот, гранат, сфен, фергюсонит, пирохлор. Резкое преобладание ильменита и отсутствие магнетита и гематита в рибекитовых гранитах указывает на более восстановительные условия их кристаллизации. По этому параметру рибекитовые граниты можно отнести к ильменитовой серии по С. Ишихара [Ishihara, 1977; Ishihara, 1981]. Характерной петрохимической особенностью рибекитовых гранитов является незначительное обогащение алюминием, повышенное отношение FeOt/MgO (19) и не пересыщенность щелочами (петрохимический показатель «с» А.Н. Заварицкого положителен), сумма щелочей составляет 8,11 при преобладании калия (табл. 2.2). В рибекитовых гранитах максимальные содержания (г/т) из всех пород массива: циркония – 540, иттрия – 88, лантана – 69, ниобия – 34, галлия – 22,1. Для рибекитовых гранитов установлена наиболее высокая дифференциация РЗЭ (отношение La/YbN = 4,45). В них же и наиболее высокое отношение ниобия к танталу (20,0), что свойственно ювенильным щелочным породам [Бородин Осокин, блюм, 1972]. На диаграмме в спектре распределения РЗЭ наблюдается слабый правосторонний наклон кривой с едва заметной негативной аномалией по европию и позитивной по церию (рис. 3.1).

Рис. 3.1. Спектры распределения РЗЭ в рибекитовых гранитах и лейкогранитах Майорского массива. Концентрации РЗЭ нормированы по хондриту [Anders, Greevesse, 1987]:
1 – рибекитовые граниты 1 фазы; 2 – лейкограниты 2 фазы внедрения

В Усть-Тулатинском массиве отсутствуют граниты со щелочными амфиболами и пироксенами (рибекит, эгирин). Петрогеохимические параметры лейкогранитов этого массива контрастно отличаются от таковых Майорского (рис. 3.2, табл. 3.2–3.4).

Рис. 3.2. Диаграммы Y–Nb–Ce и Y–Nb–Ga по Дж. Эби [Eby, 1992] для гранитоидов майорского ареала. Поля гранитоидов по Дж. Эби [Eby, 1992]: А1 – анорогенные гранитоиды А1 – типа мантийных горячих точек и плюмов; А2 – анорогенные гранитоиды
А2 – типа постколлизионных обстановок. Майорский массив:
1 – щелочные рибекитовые граниты 1 фазы; 2 – амфибол-биотитовый гранит 1 фазы;
3 – биотитовый гранит 1 фазы; 4 – лейкограниты 2 фазы; Усть-Тулатинский массив:
5 – лейкограниты; Чалинский массив: 6 – лейкограниты

Среднедевонский возраст комплекса определен серийной легендой по изотопной датировке (381 ± 4 млн лет), полученной U/Pb-методом по цирконам [Владимиров, Козлов, Шокальский и др., 2001]. Гранитоиды прорывают покровные, субвулканические и экструзивные фации коргонского комплекса, и в тоже время, продукты перемыва плагиогранитов «инского типа» отмечаются в гальке конгломератов из верхней части коргонской свиты [7].

На диаграммах Y–Nb–Ce и Y–Nb–Ga (рис. 1.2) гранитоиды Майорского массива попадают в поле А2-типа, формирующихся в постколлизионных обстановках по Дж. Эби [Eby, 1992]. В то же время лейкограниты Усть-Тулатинского массива относятся на основании соотношений указанных элементов к А1-типу, геодинамическая обстановка формирования которых характерна для мантийных горячих точек и плюмтектоники. По составу биотитов все разновидности гранитоидов Майорского массива также отнесены к А2-типу [5].

Для пород Майорского и Усть-Тулатинского массивов рассчитаны некоторые параметры флюидного режима, отражённые в табл. 2.3. Температуры кристаллизации пород в массивах были различны. Меньшими значениями отличались граниты и лейкограниты Усть-Тулатинского массива. В них значительно выше концентрации плавиковой кислоты во флюидах, что не могло не сказаться на более высокой рудоносности Усть-Тулатинского массива. По мере снижения температур кристаллизации пород от ранней фазы кристаллизации к поздней менялась кислотно-основная характеристика флюидов, в заключительных дериватах она была намного кислотней (параметр Ув), а биотит становился более железистым и глинозёмистым, с относительно большей долей алюминия в октаэдрической координации (табл. 3.3).

Таблица 3.3

Некоторые параметры флюидного режима и структурных позиций параметров биотитов гранитоидов Майорского и Усть-Тулатинского массивов

Примечание. Т, °С – температура кристаллизации в градусах; Lg fO2 – логарифм фугитивности кислорода; fH2O –фугитивность воды; pH2O, pCO2 – парциальные давления воды и углекислоты, соответственно; lgfHF/fHCl – отношение фугитивностей плавиковой и соляной кислот во флюидах; pCO2 + pH2O/pH2O – отношение суммы парциальных давлений углекислоты и воды к парциальному давлению воды; Kвос – коээфициент восстановленности флюидов; fb – железистость биотита; lb – глинозёмистость биотита; Уb – условный потенциал ионизации биотита; AlIV – алюминий в тетраэдрической позиции в структуре биотита; AlVI – алюминий в октаэдрической позиции в структуре биотита; MHF – концентрации плавиковой кислоты во флюиде (моль/дм3) по [Аксюк, 2002]

Таблица 3.4

Отношения элементов и величины тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ

Примечание. ТЕ1.3 – тетрадный эффект по В. Ирбер [Irber, 1997]. Eu* = (SmN + GdN)/2.

В экзоконтактах рибекитовых гранитов установлены жилоподобные образования послемагматических рихтерит-эгирин-альбитовых и эгириновых метасоматитов с редкометалльной минерализацией. В южном экзоконтакте меланогранитов 1 фазы Майорского массива образовались магнетитовые везувиан-гранат-пироксеновые скарны.

Лейкократовые гранитоиды, относимые ко второй фазе внедрения, как правило, слагают самостоятельные трещинные массивы, реже отдельные неправильной формы тела, куполовидные поднятия среди ранних фаз внедрения. Роговообманково-биотитовые субщелочные лейкограниты с переходом к лейкогранитам и гранитам представляют собой розовые средне, – реже крупнозернистые роговообманково-биотитовые порфировидные породы с гранитовой и микрографической структурами. Характерно обилие миароловых пустот, мечевидный облик биотита. В миароловых пустотах изредка отмечаются флюорит, шеелит, пирит, халькопирит. В сравнении с гранитоидами предыдущей фазы, породы слегка обеднены щелочами и не содержат щелочных амфиболов. В них более высокие содержания калия (табл. 3.2). Они отличаются минимальными содержаниями кальция, галлия, ниобия, бария, меди и максимальными – лития, бора, олова, цинка. Биотит лейкогранитов характеризуется высокой железистостью (до 72,4) и метаалюминиевым составом (Al2O3 до 16,32 %). При этом алюминий в октаэдрической координации в структуре биотита имеет высокий уровень (AlVI = 0,46); он отличается более высокой глинозёмистостью (l = 36,7), чем биотиты первой фазы внедрения. Акцессорные минералы представлены сфеном, апатитом, магнетитом, цирконом, фергюсонитом, редко флюоритом, шеелитом, турмалином, пиритом. Структура гипидиоморфнозернистая, микрографическая. Петрохимическая особенность лейкогранитов заключается в самом низком содержании оксида кальция и более высокое соотношение калия к натрию в группе щелочей. Отношение FeOt/Mgo в лейкогранитах cоставляет 12 и наряду с другими петро-геохимическими параметрами указывает на принадлежность к аноргенным гранитам А-типа. В лейкогранитах наблюдается наиболее низкая дифференциация РЗЭ (отношение La/YbN = 2,7) среди пород Майорского массива (табл. 3.2). Кривая распределения спектра РЗЭ (рис. 3.1) имеет слабый правосторонний наклон с резкой негативной аномалией лютеция и несколько меньшей европия (рис. 3.1).

Составы некоторых минералов гранитоидов Майорского и Усть-Тулатинского массивов представлен в табл. 3.1.

Обсуждение результатов и выводы. Гранитоиды Майорского массива на первых этапах становления диагностируются типичными агпаитовыми гранитами со щелочными амфиболами и пироксенами. Рибекитовые граниты с пертитовым щелочным полевым шпатом являются гиперсольвусными моношпатовыми гранитами, а в заключительных фазах, представленных существенно лейкогранитами слабо умеренно-щелочными, не содержат щелочных темноцветных минералов. В ходе эволюции магматизма химизм пород менялся существенно, что, вероятно, связано с процессами фракционирования минералов в глубинном очаге. Для проверки последнего тезиса построены диаграммы, позволяющие наглядно представить ход процесса кристаллизационной дифференциации путём фракционирования (рис. 3.3). На указанных диаграммах прослеживаются тренды фракционирования минералов при ведущей роли щелочного полевого шпата. При этом характер тренда фракционирования минералов и элементов пород Майорского массива почти параллелен тренду щелочного полевого шпата и тренду фракционирования, отмеченному в аналогичных рибекитовых гранитах комплекса Мумбула (Австралия) позднедевонского возраста []Eby, 1992].

Рис. 3.3. Тренды фракционирования минералов в расплавах для майорских гранитоидов:
А – в координатах Ba/La – Y/Nb; B – в координатах Ва (г/т) – Eu/Eu* по Дж. Эби
[Eby, 1992]. Тренды фракционирования приведены согласно коэффициентам разделения в расплавах по П. Хендерсону [Henderson, 1982]: Cpx – клинопироксена, AF – щелочного полевого шпата, Pl – плагиоклаза. Поля составов: IAB – островодужные базальты;
VAG – гранитоиды вулканических дуг; OIB – базальты океанических островов;
MORB – базальты океанического дна. Тренды фракционирования: Mu – анорогенных гранитоидов комплекса Мумбула (Австралия); Ma – гранитоидов Майорского массива

Выше нами отмечено, что в породах Майорского массива отмечен флюорит, а сами породы и минералы содержат повышенные концентрации фтора (табл. 3.1, 3.4).
Иногда повышенная фтороносность в продвинутых по линии дифференциации лейкогранитах сопровождается тетрадным эффектом фракционирования РЗЭ, как это имеет место для пород Белокурихинского массива [Гусев, Гусев, 2011]. Данные для расчётов величины тетрадного эффекта для лейкогранитов Майорского и Усть-Тулатинского массивов приведены в табл. 3.2 и 3.4.

Анализ табл. 3.4 показывает, что в гранитоидах Майорского массива проявлен W-тип тетрадного эффекта фракционирования (значения ТЕ1,3 меньше 0,9), а в лейкогранитах Усть-Тулатинского массива – M- тип тетрадного эффекта (значения ТЕ1,3 больше 1,1). Вероятно, W-тип тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ в гранитоидах Майорского массива связан с высокой ролью водных флюидов в процессе фракционирования минералов, а при этих же процессах при становлении лейкогранитов Усть-Тулатинского массива доминантную роль играли фторидные комплексы.

На основе приведенных данных напрашивается вывод о том, что гранитоиды Усть-Тулатинского массива не могут рассматриваться в составе майорского комплекса. Это граниты другого типа, знаменующие своим становлением функционирование глубинных очагов, вызванных процессами плюмтектоники. Они отличаются многими петрогеохимическими параметрами и несут отличный тип оруденения от майорских гранитоидов: существенно молибден-вольфрамовое. В то время как парагенетически с майорскими гранитами, относящимися к постколлизионной геодинамической обстановке формирования, ассоциирует железорудное и редкоземельное оруденение и метасоматиты.

Абайский ареал развития гранитоидов майорского комплекса.

Актуальность изучения гранитоидного Абайского массива определяется тем, что на его состав и происхождение нет единой точки зрения. Гранитоиды Абайского массива различными исследователями трактуются по-разному. Так, по данным И.С. Туркина [Туркин, 1982], Абайский массив представляет собой серию сближенных многочисленных тел (от 5–10 до 200–300 м в поперечнике) гранитоподобных пород, размещенных среди риолитоидов и дациандезитов коргонского комплекса и представленных неравномернозернистыми гранитами, гранит-порфирами, гранит-аплитами, лейкогранитами, микропегматитами. гранодиоритами такситовой структуры с многочисленными желваками, гнездами и линзами кварца.

По мнению Ю.А. Туркина [Туркин, Федак, 2008] возможно выделение двух типов гранитоподобных пород в составе Абайского массива; к одному типу отнесены экструзивные комагматы коргонских эффузивов с четкими контактами, представленными, в частности, розово-серыми порфировидными гранитами куполовидного штока горы Бурунда, а к другому – «апоэффузивные» граниты, образованные в результате поствулканического автометаморфизма и метасоматической перекристаллизации эффузивов и тяготеющие к участкам жерловых и околожерловых фаций вулканитов. По данным Ю.А. Туркина, полученным в последнее время, Абайский массив полностью располагается среди коргонских риолитоидов субвулканического облика и, вероятнее всего, представляет собой центральную наиболее раскристаллизованную часть крупной субвулканической околожерловой постройки (вулкано-плутонический массив) и должен быть отнесен к коргонскому комплексу.

На юго-востоке Коргонского прогиба широкое развитие субвулканических пород и типичных интрузивных образований зафиксировано в Абайском грабене, где на юго-восточном окончании Коргонского хребта на восточных склонах белков Верхний Абай и Тюдекту локализован Абайский вулкано-плутонический массив. В центральной части структуры расположен Абайский массив площадью около 50 кв. км, вытянутый в северо-западном направлении и прорывающий, по данным Е.С. Левицкого [Геологическая карта СССР…., 1961], вулканиты коргонской свиты. Ширина контактового ореола обычно составляет 100–200 м, а на северо-западе увеличивается до 2 км, что связывается с пологим погружением массива в этом направлении (расположенное к северу небольшое интрузивное тело, вероятно, является апофизой массива). Термальное воздействие проявлено весьма незначительно, экзоконтактовые изменения выражаются в окварцевании и эпидотизации. В составе массива преобладают розовато-серые среднезернистые, иногда слабо порфировидные биотитовые и роговообманково-биотитовые лейкограниты, участками переходящие в более меланократовые гранит-порфиры, гранофиры и порфировые риолитоиды. В целом для пород массива характерны резкая невыдержанность структурно-текстурных особенностей, сильный катаклаз и большое количество ксенолитов вмещающих пород.

В составе массива нами выделяются 3 фазы внедрения; 1 – гранодиориты; 2 – граниты, умеренно-щелочные рибекитовые граниты; 3 – лейкограниты, лейкогранит-порфиры.

По нашим данным, в южной и юго-восточной эндоконтактовой части массива с преобладанием лейкогранит-порфиров развиты гранодиориты ранней фазы внедрения повышенной основности. Гранодиориты образуют несколько сближенных тел в краевой части массива размерами от 10?50 до 15?100 м. Гранодиориты массивной текстуры и порфирвой структуры с микропегматитовой основной тканью породы. В меланократовых разностях гранитоидов основность порфировых выделений плагиоклаза отвечает олигоклазу-андезину № 26–46, а содержание темноцветных минералов (биотита, рибекита) достигает 10–15 %. Плагиоклаз интрателлурической фазы зонален: в центре он отвечает андезину № 41–46, а по периферии – олигоклазу № 23–26. Он, как правило, соссюритизирован. Плагиоклаз основной ткани отвечает олигоклазу № 12–18. Рибекит, преимущественно, замещён эпидотом и хлоритом и сохранился лишь в крупных гломеропорфировых скоплениях щелочной роговой обманки, замещённой вторичным амфиболом, близким к обыкновенной роговой обманке. Обыкновенная роговая обманка плеохроирует в оттенках коричневой и бурой окраски. Вторичные минералы представлены пренитом, эпидотом, хлоритом, развивающимся по роговой обманке и биотиту. Последний почти нацело замещён эпидотом и хлоритом. Отмечается широкий набор акцессорных минералов разных условий формирования: пирит, ильменит, гранат, корунд, циркон, ортит, сфен, флюорит, ксенотим, магнетит.

Для пород Абайского массива характерна резкая невыдержанность структурно-текстурных особенностей, сильный катаклаз и большое количество ксенолитов вмещающих пород. По данным Е.С. Левицкого, граниты второй характеризуются переменными содержаниями кварца (20–30 %), плагиоклаза, представленного олигоклазом и иногда олигоклаз-андезином (20–45 %), калиевого полевого шпата, представленного не решётчатым микроклином и редко – микроклин-пертитом (20–25 %), биотита и, реже, роговой обманки (в сумме до 10 %). Акцессорные минералы представлены цирконом, ортитом, сфеном, апатитом, магнетитом, ксенотимом, галенитом, ильменитом, пиритом, гранатом, корундом и флюоритом. Постепенными переходами данные породы связаны с микропегматитовыми гранитами и гранофирами. Химический состав гранитов (табл. 3.5) характеризуется нормальной щелочностью с примерно равными количествами натрия и калия или незначительным преобладании натрия над калием (Na2O = 4,13 %, K2O = 3,05 % при SiO2 = 71,4 %), высокой глиноземистостью (индекс Шенда = 1,13), повышенной известковистостью (Ки = 0,8) и агпаитностью (Ка = 0,63). Гранитам свойственны высокие отношения Th/U, что указывает на слабо проявленные процессы метасоматических изменений. Им свойственны и высокие отношения Nb/Ta (13,5), указывающие на ювенильный глубинный источник этих гранитов. Высокие содержания галлия (19,6 %) характерны для анорогенных гранитов (А- типа).

Таблица 3.5

Представительные анализы гранитоидов Абайского массива

Примечание. Силикатные анализы на главные компоненты и на элементы методом ICP-MS выполнены в Лаборатории ИМГРЭ (г. Москва). ТЕ1,3 – тетрадный эффект по В. Ирбер [Irber, 1997]. Eu* = (SmN + GdN)/2. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [Anderse, Greevesse, 1989]. Породы Абайского массива: 1 – гранодиориты; 2 – граниты; 3 – умеренно-щелочные граниты рибекитовые; 4–9 – лейкограниты.

Умеренно-щелочные рибекитовые граниты второй фазы серой окраски с розоватым оттенком распространены в юго-восточной части Абайского массива вблизи гранодиоритов ранней фазы. В их составе преобладает призматический полевой шпат (45–50 %), в значительном количестве (до 30–35 %) отмечается кварц. Калиевый полевой шпат представлен микроклин-пертитом (5–15 %). Характерным темноцветным минералом является амфибол, равномерно распределённый в породе с редкими гломеропорфировыми скоплениями. Его содержания варьируют от 5 до 8 %. Спорадически в пробах-протолочках отмечаются астрофиллит, эгирин, фергусонит, малакон, иттриалит, ортит. Характерна гипидиоморфнозернистая структура, местами переходящая в аллотриоморфнозернистую. Амфибол представлен крупными (до 0,5–0,7 см) удлинённо-призматическими кристаллами почти чёрного цвета с буровато-синим оттенком. Химический состав рибекита (мас. %): SiO2 – 48,23, TiO2 – 2,37, Al2O3 – 1,52, Fe2O3 – 14,58, FeO – 22,36, MnO – 1,10, MgO – 0,12, CaO – 2,56, Na2O – 4,08, K2O – 2,15, H2O + – 1,02, F – 0,26. Пересчёт на структурную формулу химического состава амфибола показал, что по величине катионной группы (Х = 2,12) он близок к рибекиту (для рибекита Х = 2, а для арфведсонита Х = 3). Кроме того, близость к рибекиту устанавливается и по отсутствию алюминия в октаэдрической координации (AlVI). Микропертитовый полевой шпат образует в гранитах призматические кристаллы размерами до 0,8 мм в длину. Дифрактометрия полевых шпатов позволяет относить их к варьирующему ряду от Ab43Or57 до Ab58Or42. При этом в микропертитовых кристаллах отмечается несколько более высокая доля альбитовой фазы.

Химический состав рибекитовых гранитов характеризуется умеренной щелочностью с примерно равными количествами натрия и калия или незначительном преобладании натрия (Na2O = 4,82 %, K2O = 4,09 % при SiO2 = 72,81 %), высокой глиноземистостью (индекс Шенда = 1,13), пониженной известковистостью (Ки = 0,10) и агпаитностью (Ка = 0,73). Как и для гранитов, в умеренно-щелочных рибекитовых гранитах фиксируется повышенное содержание галлия (20,1 г/т), что свойственно анорогенным гранитоидам.

Лейкограниты и лейкогранит-порфиры третьей фазы состоят из кварца (30 %), альбит-олигоклаза (№ 8–14) (30–35 %), микроклин-пертита (30–35 %), биотита (2–3 %) и единичных зерен роговой обманки. Основная ткань породы микрогранофировая. Распределение минералов в породе крайне неравномерное и указывает на плохую гомогенизацию расплава. Акцессории представлены пиритом, апатитом, цирконом, сфеном, ильменитом. По нашим данным, их химический состав характеризуется еще более низкой нормальной щелочностью с незначительным преобладанием калия (Na2O = 3,31 %, K2O = 4,51 % при SiO2 = 75,44 %), более высокой глиноземистостью (индекс Шенда = 1,25) при сходной агпаитности (Ка = 0,72) и очень низкой известковистости (Ки = 0,05). По варьирующим содержаниям редких элементов (в г/т)
Ga (11,7–19,6), Rb (91–192), Sr (36–154), Y (38-47) Zr (90–362), Nb (12,7–15,5),
Ba (180–572), La (7,5–34), Ce (18,8–72), Yb (3,5–4,5), Ta (0,94–1,54) и радиоактивных элементов гранитоиды Абайского массива близки субвулканическим альбитовым порфирам и риолитоидам коргонского вулканического комплекса. В лейкогранитах куполовидного выступа на северо-западном погружении Абайского массива проявлен тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов М- типа по [Masude, Ikeuchi, 1979], превышающий пороговое значение 1,1 (табл. 3.5). Как правило, значимый тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов обусловлен повышенными концентрациями фтора в магматогенных флюидах. Следует отметить, что в этой части в экзоконтакте зафиксировано и наиболее мощное ороговикование и метасоматические изменения вмещающих пород, над полого погружающейся кровлей интрузива. Здесь в лейкогранитах отмечена альбитизация самих гранитоидов и появление в них значительных скоплений малакона, флюорита, единичных зёрен фергусонита, иттриалита, ортита, ксенотима, колумбита, указывающих на аномальные концентрации фтора во флюидах в процессе альбитизации и появлении редкометалльных минералов. Этот участок Абайского массива и его экзоконтактовая периферия перспективны на обнаружение редкоземельно-редкометалльной минерализации по аналогии с аналогичными проявлениями, связанными с анорогенными гранитоидными массивами Алтая (Майорским, Елиновским, Аскатинским).

На диаграммах Y – Nb – Ce и Y – Nb – Ga все породные типы Абайского массива попадают в поле А2 – типа анорогенных гранитоидов, образующихся в постколлизионной обстановке, вызванной функционированием плюмтектоники (рис. 3.4).

Рис. 3.4. Диаграммы Y–Nb – Ce и Y–Nb – Ga по Дж. Эби [Eby, 1992] для гранитоидов Абайского массива. Поля гранитоидов по Дж. Эби [Eby, 1992]: А1 – анорогенные гранитоиды А1 – типа мантийных горячих точек; А2 – анорогенные гранитоиды
А2 – типа постколлизионных обстановок, связанных с плюмтектоникой. Абайский массив:
1 – гранодиориты; 2 – граниты; 3 – умеренно-щелочные
рибекитовые граниты; 4 – лейкограниты

На диаграмме R1–R2 гранитоиды массива попадают в различные поля (рис. 3.5).

Рис. 3.5. Диаграмма R1 – R2 для пород Абайского массива (по Батчелор и Боулдер, 1985) [Batchelor, Bowden, 1985]. Поля на диаграмме: I – мантийные плагиограниты;
II–VII – гранитоиды островодужные (II), постколлизионных поднятий (III), позднеорогенные (IV), анорогенные (V), синколлизионные (VI), посторогенные (VII). Остальные условные обозначения как на рис. 3.4.

Гранодиориты ранней фазы и рибекитовые граниты попадают в поле пород посколлизионных поднятий. А граниты и лейкограниты – в поле синколлизионных гранитоидов. Такая неоднозначная геодинамическая обстановка формирования гранитоидов, вероятно, связана с различной степенью контаминации корового материала.

Таким образом, гранитоиды Абайского массива по сумме признаков относятся к анорогенному А-типу гранитов, формировавшемуся в постколлизионной обстановке, инициированной плюмтектоникой. В целом для гранитоидов массива характерны признаки глубинности и ювенильности материала, а для различных породных типов массива характерна разная степень контаминации корового материала. Для отнесения его к субвулканической части коргонского вулканического комплекса нет никаких данных. В районе северо-западного погружения Абайского массива и куполовидного выступа лейкогранитоидов отмечено резкое повышение фтороносности их (повышеные содержания флюорита), альбитизация и появление аномальной вкрапленности многих редкометалльно-редкоземельных минералов (малакона, фергусонита, иттриалита, ортита, ксенотима, колумбита), указывающих на перспективы обнаружения здесь промышленной минерализации. В лейкогранитоидах куполовидного выступа выявлен тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов М-типа.

К западу от Абайского массива расположен Ночной массив, локализующийся в верховьих реки Ночной, который занимает площадь более 20 кв. км и имеет овальную вытянутую в север-северо-западном направлении форму с сильно изрезанным и осложненным многочисленными апофизами юго-восточным контактом. Центральная часть массива раскристаллизована до порфировидных и неравномернозернитых среднезернистых лейкогранитов, а эндоконтактовые зоны сложены преимущественно порфировыми гранитоидами, варьирующими до гранит-порфиров и плагиогранит-порфиров, подобных гранит-порфирам и порфировым риолитоидам субвулканических тел коргонского комплекса. Гранитоиды массива прорваны дайками порфировых риолитоидов и гранит-порфиров с вкрапленниками калишпата, кварца и шахматного альбита, вероятно представляющих собой уже проявления трахибазальтовой формации, а также маломощными (до первых метров) дайками высокотитанистых метадолеритов урсульского комплекса. В массиве проявлены зоны интенсивного катаклаза, часто приуроченные к риолитоидным дайковым телам с образованием пород облика порфироидов и кварц-альбит-серицитовых сланцев, в зонах дробления развиты кварц-карбонатные и карбонат-альбитовые метасоматиты, структурно соответствующие бластокатаклазитам. В юго-восточном контакте породы терехтинского метаморфического комплекса ороговикованы с образованием эпидот-актинолит-альбитовых роговиков и пород облика гельсенкитов.

Основная средняя часть Ночного массива сложена порфировидными и неравномернозернистыми мусковит-биотитовыми лейкогранитами и субщелочными лейкогранитами с характерными округлыми фенокристаллами кварца, макроскопически сходными с развитыми в гранит-порфирах и порфировых риолитах краевых частей массива. Лейкограниты характеризуются нормальной щелочностью при незначительном преобладании калия над натрием (Na2O = 3,56 %, K2O = 3,99 % при SiO2 = 77,16 %), высокой глиноземистостью (индекс Шенда = 1,15), повышенной агпаитностью (Ка = 0,83) и железистостью (Кж = 0,76) при относительно низкой окисленности (Ко = 0,22) и очень низкой известковистости (Ки = 0,02), имея петрохимические характеристики гранитоидов А-типа. Субщелочные лейкограниты имеют более высокую щелочность (Na2O = 3,54–4,5 %, K2O = 3,69–5,62 % при SiO2 = 76,01–77,19 %), более низкую глиноземистость (индекс Шенда = 1,0) и высокую агпаитность (Ка = 0,94), что более сближает данные гранитоидами с анорогенными гранитами гранит-граносиенитовой формации. В то же время, в краевой части массива, по данным А.К. Захарова [1977], фиксируется развитие ультракислых гранит-порфиров плагиогранитного состава (Na2O = 5,50 %, K2O = 2,0 % при SiO2 = 78,26 %). По распределению редких элементов, низким содержаниям Ва (178 г/т), Sr (21 г/т), Rb (106 г/т), повышенным содержаниям Nb (23 г/т) и Y (66 г/т) и высокому рубидий-стронциевому отношению (5,05) гранитоиды Ночного массива более чётко идентифицируются анорогенными гранитами А-типа.

Елиновско-Бутачихинский комплекс распространён локально в междуречье Ануй – Карама. По многим показателям он близок к майорскому комплексу.

Ранее выделялся елиновский гранодиорит-гранит-лейкогранитовый комплекс (??, l?, ?l?, Еl? D2el), который рассматривался ранее в составе топольнинской ассоциации, представляя собой полиформационное образование [Кривчиков и др., 1999]. В пределах региона породы этого комплекса пользуются широким распространением на севере Горного Алтая в пределах Ануйско-Чуйской зоны и объединяет небольшие интрузивные массивы, часть из которых при крупномасштабной съемке рассматривалась в составе трех самостоятельных комплексов (среднедевонские габбро, топольнинский и майорский гранитоидные комплексы), образующих единую гомодромную последовательность, но характеризующихся разной формационной принадлежностью и металлогенической специализацией.

В составе рассматриваемой топольнинской породной ассоциации в соответствии со схемой корреляции [Шокальский, 2001] выделяются четыре фазы внедрения:

1) габбро, габбронориты и габбродолериты (8 %);

2) биотит-роговообманковые гранодиориты и меланограниты (55 %);

3) амфибол-биотитовые граниты (5 %);

4) амфибол-биотитовые лейкограниты, субщелочные лейкограниты и рибекитовые лейкограниты (32 %).

Массивы, сложенные породами ранних фаз, приурочены к Ануйскому блоку, группируясь в Топольнинский (Острушинский, Орешенский, Топольнинский, Караминский массивы) и Кувашский (Тауракский, г. Плешивой массивы) ареалы, вытянутые в север-северо-западном направлении, согласно общему простиранию структуры. Интрузии, сложенные субщелочными и щелочными гранитоидами поздних фаз, контролируются Сарасинско-Инской зоной глубинного латентного разлома (Бутачихинский, Елиновский, Аскатинский, Казандинский массивы) и Каимским аллохтоном (Бирюксинский массив). В пределах Топольнинского ареала они тесно сопряжены с габброидами и гранодиоритами. Однако самые поздние образования от гранодиоритов к лейкогранитам обнаруживают в отличие от ранних в своём составе породы (граниты и лейкограниты) с щелочными амфиболами (рибекит, арфведсонит), что не позволяет рассматривать их в составе единой топольнинской ассоциации. По нашему мнению следует восстановить самостоятельный статус елиновского комплекса и выделить его из состава топольнинской ассоциации. Если породы топольнинский интрузий имеют нормально-известково-щелочной состав и классифиируются I-типом гранитов, то породы елиновского комплекса в своём составе обнаруживают щелочные граниоиды, относящиеся к А-типу гранитов.

Лейкограниты, субщелочные лейкограниты, щелочные лейкограниты четвертой фазы внедрения связаны между собой постепенными переходами, по физиографическому облику сходны с гранитами третьей фазы. Они прорывают и метаморфизуют терригенно-карбонатные силурийско-девонские и терригенные кембро-ордовикские отложения, а также породы предшествующих фаз внедрения. Контакты извилистые, рвущие, характерны узкие апофизы с ксенолитами ранних фаз. Контактовые изменения выражаются в диоритизации, гранитизации габброидов, ороговиковании и скарнировании карбонатно-терригенных отложений. Ширина контактовых ореолов достигает 1,5 км. Размеры массивов не превышают 70 км2, форма тел разнообразная, чаще всего изометричная. Последние данные, зафиксированные нами
в 2011–2012 годах позволяют рассматриватт в составе елиновского комплекса габброиды, гранодиориты, граниты, лейкограниты Бутачихинского массива, граниты, лейкограниты Елиновского, граниты, лейкограниты Аскатинского, а также граниты и лейкограниты Казандинского массивов. Взаимоотношения между породными типами позволяют выделять в составе комплекса 5 фаз: 1 – габбро, габбро-нориты;
2 – диориты; 3 – гранодиориты, кварцевые сиениты; 4 – граниты, умеренно-щелочные граниты; 5 – лейкограниты, умеренно-щелочные лейкограниты

Наиболее крупным и содержащим почти все породные типы является Бутачихинский массив с сателлитом Елиновским.

Бутачихинский массив располагается в междуречье Щепеты и Баблайки площадью около 80 км2. В западной эндоконтактовой части массива обособляются габбро, габбро-нориты, образующие полосу линзовидной формы шириной до 3 км и протяжённостью до 9,5 км. Они прорывают карбонатно-терригенные и терригенные образования ханхаринской свиты ордовика, палатинской свиты силура, барагашской свиты девона.

Минеральный состав габброидов 1 фазы характеризуется доминированием соссюритизированного, иногда слабозонального плагиоклаза № 50–58 (55–70 %), наличием реликтового моноклинного пироксена, иногда гиперстена (до 5 %), обыкновенной роговой обманки, развивающейся по моноклинному пироксену (25–30 %), хлоритизированного биотита (1–3 %), вторичного волокнистого амфибола тремолит-актинолитового ряда, замещающего роговую обманку (5–10 %). Акцессорные минералы габброидов представлены магнетитом, ильменитом, сфеном, апатитом, цирконом. По данным С.А. Кузнецова (1990), габброиды данного комплекса характеризуются умеренно низкой щелочностью (Na2O = 2,2 %, K2O = 0,9 %), умеренной глиноземистостью (Al2O3 = 16,8 %), относительно низкой титанистостью (TiO2 = 0,9 %) и железистостью, типичными для известково-щелочной серии. В габброидах широко проявлены постмагматические изменения, при приближении к гранитоидам поздних фаз в них проявляется диоритизация и гранитизация, выраженные в появлении многочисленных шлиров и гнезд кварц-биотит-полевошпатового состава. Среди габброидов выделяются две разности: крупнокрситаллические и среднекристаллические. В последних минеральный состав, в отличие от крупнозернистых, представлен (объемные %): плагиоклазом 55–60, диопсидом (25), роговой обманкой (5–7), биотитом (3–6), кварцем (2–5). Акцессории: ильменит, магнетит, пирит, пирротин. Взаимоотношения между крупнозернистыми и среднезернистыми габброидами не обнаружены. Возможно они разновозрастные, так как минеральный состав их несколько отличается и в мелкозернистых разностях появлеятся кварц.

Ближе к восточному контакту габброидов отмечаются небольшие тела диоритов 2 фазы, среднекристаллических тёмно-серой, зеленовато-серой окраски. Они образуют линзовидные тела шириной до 15 м и протяжённостью до 120 м. Тела диоритов срезаются поздими лейкогранитами. В них отмечаются ксенолиты габброидов и крупнозернистых и среднезернистых размерами от 5 до 12 см. Диориты массивные и такситовые породы, состоящие из пироксена, роговой обманки и плагиоклаза, акцессорных титаномагнетита, апатита, циркона, сфена. Породы характеризуются низкой титанистостью (TiO2 = 1 %), повышенной глиноземистостью (Al2O3 = 17 %), умеренной железистостью (FeO*/MgO = 1,8) и щелочностью (Na2O = 2,7 %, K2O = 1,4 %), типичными для известково-щелочной серии.

Гранодиориты 3 фазы отмечаются среди габброидов и диоритов в виде мелких включений размерами от 0,5 до 3 м. Они характеризуются массивной и пятнистой текстурами и состоят из кварца (25–30 %), зонального от андезина до альбита плагиоклаза (35–45 %), ортоклаза (15–25 %), умеренно железистого (? = 61–63,4) биотита (2,5–13 %), роговой обманки (1–9 %). Акцессорные минералы представлены (данные С.А. Кузнецова) магнетитом (резко доминирует), ильменитом, сфеном, цирконом, апатитом. Породы характеризуются умеренно низкой щелочностью, умеренной известковистостью и преобладанием натрия над калием. Для меланократовых разностей фиксируется повышенная глиноземистость (индекс Шенда = 1,08). По содержанию элементов-примесей, низкому содержанию Rb (81–121 г/т), высоким содержаниям Ba (1072 г/т) и Sr (435 г/т) и соотношению Sr87/Sr86 = 0,7055 они близки к гранитоидам А-типа.

Граниты четвёртой фазы имеют светло-розовый цвет и характеризуются переменными содержаниями кварца (20–30 %), плагиоклаза, представленного олигоклазом и иногда олигоклаз-андезином (20–45 %), калиевого полевого шпата, представленного не решётчатым микроклином и редко – микроклин-пертитом (20–25 %), биотита и, реже, роговой обманки (в сумме до 10 %). Акцессорные минералы представлены цирконом, ортитом, сфеном, апатитом, магнетитом, ксенотимом, галенитом, ильменитом, пиритом, гранатом, корундом и флюоритом. Постепенными переходами данные породы связаны с микропегматитовыми гранитами и гранофирами. Химический состав гранитов характеризуется нормальной щелочностью с примерно равными количествами натрия и калия или незначительным преобладании натрия над калием (Na2O = 4,13 %, K2O = 3,05 % при SiO2 = 71,4 %), высокой глиноземистостью (индекс Шенда = 1,13), повышенной известковистостью (Ки = 0,8) и агпаитностью (Ка = 0,63). Гранитам свойственны высокие отношения Th/U, что указывает на слабо проявленные процессы метасоматических изменений. Им свойственны и высокие отношения Nb/Ta (13,5), указывающие на ювенильный глубинный источник этих гранитов. Высокие содержания галлия (19,6–22 г/т) характерны для анорогенных гранитов (А-типа).

В составе доминирующих в Бутачихинском массиве лейкогранитов 5 фазы преобладает призматический полевой шпат (50–60 %), в значительном количестве (до 30–35 %) отмечается кварц. Характерным темноцветным минералом лейкогранитов является амфибол, не равномерно распределённый в породе с редкими гломеропорфировыми скоплениями. Его содержания варьируют от 3 до 6 % при среднем значении 4 %. Спорадически отмечаются астрофиллит, эгирин. Характерна гипидиоморфнозернистая структура, местами переходящая в аллотриоморфнозернистую. Амфибол представлен крупными (до 0,5–1 см) удлинённо-призматическими кристаллами почти чёрного цвета с буровато-синим оттенком. Пересчёт на структурную формулу химического состава амфибола показал, что по величине катионной группы (Х = 2,11–2,15) он близок к рибекиту (для рибекита Х = 2, а для арфведсонита Х = 3). Кроме того, близость к рибекиту устанавливается и по отсутствию алюминия в октаэдрической координации (AlVI). Микропертитовый полевой шпат образует в гранитах призматические кристаллы. По химизму полевой шпат характеризуется почти равными количествами натрия и калия при некотором преобладании последнего.

Химический состав породных типов главных компонентов представлен в табл. 3.6.

Таблица 3.6

Средние составы породных типов Бутачихинского массива (масс. %)

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории Сибирского Испытательного Центра (г. Новокузнецк). 1–5 ф – фазы становления массива; n – количество проб; сокращения: щел.- щелочные, ум.-щел. – умеренно-щелочные.

Характерной особенностью пород массива является увеличение содержаний калия в гранитоидах 4 и 5 фаз и преобладание калия над натрием (табл. 3.6) В направлении от ранних к поздним фазам снижается количество глинозёма, титана, железа, магния. Особенностью пород массива является несколько повышенная фосфористость. В целом набор породных типов и их химизм позволяет отнести к габбро-гранитоидной серии повышенной щёлочности.

На диаграмме ТАС (рис. 3.6) породы комплекса располагаются на границе известково-щелочной и умеренно-щелочной серий. При этом кварцевые сиениты, граниты, умеренно-щелочные граниты, щелочные граниты и умеренно-щелочные лейкограниты попадают в поле умеренно-щелочных пород. Остальные породные типы локализуются в пределах известково-щелочной серии (рис. 3.6).

Рис. 3.6. Петрохимическая диаграмма диагностики горных пород в координатах
SiO2 – (Na2O + K2O) для породных типов Бутачихинского массива:
1 – Габбро; 2 – диориты; 3 – гранодиориты; 4 – кварцевые сиениты; 5 – граниты;
6 – граниты щелочные; 7 – граниты умеренно-щелочные; 8 – лейкограниты;
9 – умеренно-щелочные лейкограниты

Микроэлементный состав пород сведен в табл. 3.7.

Характерной особенностью пород массива является увеличение содержаний рубидия, бария, цезия и фтора в направлении от начальных к конечным фазам (табл. 3.7).

По соотношениям Y–Nb–Ga все породные типы Бутачихинского массива локализуются в поле анорогенных гранитоидов А2 типа (рис. 3.7).

Ранее нами кислые породы Бутачихинского массива были отнесены к агпаитовым редкометалльным гранитоидам (А2-тип гранитов), объединенным в елиновский комплекс (D2e), включающий массивы: Елиновский, Аскатинский, Бутачихинский и другие [Гусев, 2000]. Это однополевошпатовые гиперсольвусные граниты со щелочными роговыми обманками и редким биотитом. Для последнего характерны высокие концентрации фтора (3,1–4,6 %), высокая железистость (74–90), низкие содержания хлора (0,03–0,1 %), магния (MgO 3,11–4,5 %). В рибекитовых гранитах Елиновского массива, являющегося сателлитом Бутачихинского, отношения 87Sr/86Sr cоставляют 0,70413–0,70429, указывающие на мантийный источник магмы. Они сравнительно маловодные. Характеризуются низкими температурами кристаллизации и умеренными общими давлениями (1000–1500·102 кПа). От ранних к поздним фазам внедрения наблюдается значительное снижение фугитивности кислорода и воды, заметное увеличение активности и летучести плавиковой кислоты. В биотитах лейкогранитов Бутачихинского массива и Елиновского сателлита отмечается самое высокое содержание ниобия, а также повышенные концентрации HFSEs элементов: тантала, циркония, цезия, олова, указывающих на геохимическую специализацию лейкогранитов на указанный спектр элементов [Гусев, 2005].

Таблица 3.7

Микроэлементный состав породных типов Бутачихинского массива (г/т)

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

Рис. 3.7. Диаграмма Y- Nb – Ga по Дж. Эби [Eby, 1992] для гранитоидов Бутачихинского массива. Поля гранитоидов по Дж. Эби [Eby, 1992]: А1 – анорогенные гранитоиды
А1 – типа постколлизионных обстановок; А2 – анорогенные гранитоиды А2 – типа мантийных горячих точек и плюмов. Бутачихинский массив: 1 – габбро 1 ф.; 2 – диориты 2 ф.;
3 – гранодиориты 3 ф.; 4 – кварцевые сиениты 3 ф.; 5 – граниты рибекитовые 4 ф.;
6 – граниты умеренно-щелочные 4 ф.; 7 – граниты щелочные рибекитовые 4 ф.;
8 – лейкограниты 5 ф.; 9 – лейкограниты умеренно-щелочные 5 ф

В процессе проведения работ по НИР нами получены новые данные по химизму Бутачихинского и Елиновского массивов и рудоносности последнего. Представительные анализы породных типов представлены в табл. 3.8.

Таблица 3.8

Представительные анализы породных типов Бутачихинского и Елиновского массивов (оксиды в масс. %, элементы в г/т)

Примечание. Силиктный анализ выполнен в лаборатории ВСЕГЕИ. Определения редких элементов выполнены эмиссионной спектрометрией с индуктивно-связанной плазмой на спектрометре «ОРTIMA-4300», для Cu, Zn, Pb, Li, – методом ISP-AES (аналитик Э.Г. Червякова), остальные элементы, в том числе РЗЭ – методом ISP-MS в той же лаборатории (аналитики В.А. Шишлов, В.Л.Кудряшов). ? PЗЭ – сумма редкоземельных элементов. Породы Бутачихинского и Елиновского массивов: 1 – габбро крупно-зернистое; 2 – габбро мелко-зернистое; 3 – лейкогранит умеренно-щелочной; 4 – гранит рибекитовый; 5 – лейкогрнит умеренно-щелочной; 6 – лейкогранит умеренно-щелочной; 7 – лейкогранит умеренно-щелочной. Eu* = (SmN + GdN)/2. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [Anderse, Greevesse, 1997]. ТЕ1,3 – тетрадный эффект фракционирования РЗЭ по В. Ирбер [Irber, 1999].

Cледует отметить, что все опробованные породы обоих массивов по соотношению Th/U, превышающие значения 1, относятся к неизменённым наложенными процессами. Граниты и лейкограниты Елиновского массива, в отличие от таковых Бутачихинского, имеют значительно более низкие величины Eu/Eu*, указывающие на более проявленный процесс дифференциации РЗЭ в Елиновском массиве. В лейкогранитах последнего весьма широкие вариации суммы РЗЭ, также подтверждающие значительную дифференциацию редких земель в этом сателлите. Фракционированная модель распределения РЗЭ в лейкогранитах Елиновского массива подчёркивается фракционированным спектром РЗЭ в виде повышенных отношений лёгких РЗЭ к средним (La/Sm)N, превышающих 1. В тоже время для отношений средних РЗЭ к тяжёлым (Gd/Yb)N такой дифференциации не наблюдается. Эти отношения в лейкогранитах Елиновского массива или меньше единицы, или едва заметно выше 1 (табл. 3.8).

В них повышенные концентрации высоко зарядных элементов (HFSEs) – Nb, Ta, Zr, Ga, Hf и аномально низкие – стронция, а в некоторых разностях лейкогранитов и бария. Значения тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ по В. Ирбер слегка повышенные в сторону М-типа по А. Масуда (Masuda, Ikeuchi, 1979), характерного для высоко эволюционированных кислых разностей гранитоидов.

На диаграмме La–Nb (рис. 3.8) составы пород обоих массивов образуют раздельные рои фигуративных точек. Если породные типы Бутачихинского массива однозначно попадают в поле литосферного источника, то фигуративные точки породных типов Елиновского массива ближе тяготеют к астеносферному источнику. Следовательно, генерация близко пространственно расположенных массивов происходила при углублении источника плавления на время формирования Елиновских гранитоидов.

Рис. 3.8. Диаграмма La–Nb по [De Paolo Daley, 2000] для интрузивных пород Бутачихинского и Елиновского массивов. 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: Бутачихинский массив: 1 – габбро крупно-зернистое; 2 – габбро мелко-зернистое; 3 – лейкогранит умеренно-щелочной; Елиновский массив: 4 – гранит рибекитовый; 5 – лейкогрнит умеренно-щелочной; 6 – лейкогранит умеренно-щелочной;
7 – лейкогранит умеренно-щелочной

Елиновский массив является сателлитом Бутачихинского.

Этот массив гранитоидов расположен в левом борту реки Щебеты (левый приток реки Ануй) и представляет собой трещинное тело северо-восточного простирания протяжённостью более 2 км и шириной от 0,5 до 1 км. На северо-восточном продолжении массива наблюдается несколько даек протяжённостью от 0,5 до 1 км и мощностью от 0,3 до 50 м. Сложен массив рибекитовыми гранитами и лейкогранитами розовато- и желтовато-серой окраски. В составе доминирующих в массиве лейкогранитов преобладает призматический полевой шпат (50–60 %), в значительном количестве (до 30–35 %) отмечается кварц. Характерным темноцветным минералом лейкогранитов является амфибол, не равномерно распределённый в породе с редкими гломеропорфировыми скоплениями. Его содержания варьируют от 3 до 6 % при среднем значении 4 %. Спорадически отмечаются астрофиллит, эгирин. Характерна гипидиоморфнозернистая структура, местами переходящая в аллотриоморфнозернистую. Амфибол представлен крупными (до 0,5–1 см) удлинённо-призматическими кристаллами почти чёрного цвета с буровато-синим оттенком. Пересчёт на структурную формулу химического состава амфибола показал, что по величине катионной группы (Х = 2,11–2,15) он близок к рибекиту (для рибекита Х = 2, а для арфведсонита Х = 3). Кроме того, близость к рибекиту устанавливается и по отсутствию алюминия в октаэдрической координации (AlVI). Микропертитовый полевой шпат образует в гранитах призматические кристаллы. По химизму полевой шпат характеризуется почти равными количествами натрия и калия при некотором преобладании последнего.

Химический состав породных типов массива представлен в табл. 3.9.

Таблица 3.9

Химический состав пород Елиновского массива (масс. %)

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

На диаграмме ТАС породы Елиновского массива локализуются или в поле умеренно-щелочных гранитов, или в поле – известково-щелочных гранитов и на границе указанных полей (рис. 3.9). При этом в ультракислых разностях чаще появляются породы нормальной известково-щелочной серии.

Рис. 3.9. Петрохимическая диаграмма ТАС диагностики горных пород в координатах
SiO2 – (Na2O + K2O) для пород Елиновского массива:
Граниты умеренно-щелочные 1 фазы; 2 – умеренно-щелочные
и известково-щелочные лейкограниты 2 фазы

В отличие от диаграммы ТАС, на диаграмме Л.В. Бородина (рис. 3.9), – породы Елиновского массива попадают в поле высоко щелочной серии (рис. 3.9).

Рис. 3.9. Диаграмма Ас – а0 [Бородин, 1991] для пород Елиновского массива. Петрохимические серии пород по Л.В. Бородину: I – известково-щелочная,
II – умеренно-щелочная, III –щелочная, IV – высоко-щелочная. Остальные условные см. на рис. 24

На диаграмме R1–R2 породные типы Елиновского массива попадают в разные поля: рибекитовые граниты 1 фазы – в поле позднеорогенных пород, а умеренно-щелочные и известково-щелочные лейкограниты – в поля анорогенных и синколлизионных гранитов (рис. 3.10).

Рис. 3.10. Диаграмма R1 – R2 для пород Елиновского массива (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. 3.9

В щелочных гранитах Елиновского массива цирконы плоские изометричные, часто лепешковидные, около 20 % – субидиоморфные. Цвет желтоватый, розоватый до красно-бурого и коричневого. Нередки ювелирные гиацинты Цирконы содержат много включений, зональность их грубая. По 10 замерам в цирконах получен возраст 369 ± 10 млн лет (поздний девон) (рис. 3.11). Содержание урана и тория в них в два раза выше, чем в Топольнинском и Караминском массивах (U = 456–1102 г/т, Th = 180–639 г/т, отношение Th/U = 0,31–0,60).

Рис. 3.11. Морфология кристаллов циркона, по которым определён абсолютный возраст и диаграмма U-Pb отношений с конкордиями для циркона на кривой возраста для рибекитовых лейкогранитов Елиновского массива. Описания циркона выполнены
Н.Г. Бережной. Локальный U-Pb анализ циркона проведен по классической методике (Williams, 1998) на вторично-ионном масспектрометре (SIMS) SHRIMP II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (аналитики А.Н. Ларионов, Е.Н. Лепехина,
Н.В. Родионов, И.П. Падерин). U-Pb отношения нормализовались на значение 0.0668, приписанное стандартному циркону TEMORA. Погрешности измерений единичных анализов приведены для интервала 1?, погрешности вычисленных конкордантных
возрастов и пересечений с конкордией – на уровне 2?. Графики строились
с использованием программы ISOPLOT/EX

В процессе проведения работ по НИР нами получены новые данные по химизму Елиновского массива. Представительные анализы породных типов представлены в табл. 3.10.

Таблица 3.10

Представительные анализы породных типов Елиновского массивов (оксиды в масс. %, элементы – в г/т)

Примечание. Силиктный анализ выполнен в лаборатории ВСЕГЕИ. Определения редких элементов выполнены эмиссионной спектрометрией с индуктивно-связанной плазмой на спектрометре «ОРTIMA-4300», для Cu, Zn, Pb, Li, – методом ISP-AES (аналитик Э.Г. Червякова), остальные элементы, в том числе РЗЭ – методом ISP-MS в той же лаборатории (аналитики В.А. Шишлов, В.Л.Кудряшов). ? PЗЭ – сумма редкоземельных элементов.

Геохимическая специализация на ряд элементов (Rb, Cs, Ta, Nb, Zr, Hf, Li, редкие земли) реализована и в металлогеническом профиле оруденения, связанного с этим массивом. В контакте Еиновского сателлита выявлено Елиновское флюорит-редкоземельное проявление.

Петрология и петрогеохимия позднедевонских анорогенных гранитоидов. К этой группе относятся гранитоиды юстыдского и шибеликского комплексов.

Петротипический Юстыдский массив (20?13 км) является наиболее крупным среди аналогичных по составу на территории России. Он представлен двумя разобщенными выходами собственно Юстыдского массива (6?8 км) и расположенного южнее Богутинского массива (5?4 км). Оба интрузивных тела сливаются на территории Монголии в единый плутон. Севернее Юстыдского массива расположены Тургенигольский, Барбургазинский и Тоштуозекский массивы. Интрузивы конкордантны складчатой структуре вмещающих терригенных отложений и находятся в общем ореоле роговиков. Выходы массивов размещены в центральной и восточной частях Юстыдского прогиба, в поле развития барбургазинской и наиболее молодой богутинской свиты среднего-верхнего девона. Массивы сопровождают рои даек долеритов караоюкского комплекса, имеющих близкий возраст формирования с гранитами Юстыдского массива (375,1 ± 5,4 и 375,4 ± 5,5 млн лет, соответственно) по результатам датирования по цирконам U-Pb методом (SHRIMP II) [Гусев, Шокальский, Вовшин, 2009].

Последовательность формирования пород массивов у предшественников противоречива и неоднозначна в силу того, что гранитоиды имеют близкий состав и при внедрении последовательных фаз формировались термостатированные контакты, трудно диагностируемые в полевых условиях. По нашим данным в составе массива уверенно выделяются 3 фазы: рапакивиподобные граниты, грубопорфировидные лейкограниты и мелкозернистые лейкограниты. Петрографические особенности пород и составы минералов изучены довольно детально [Говердовский, 1991; Гусев, Гусев, 2006; Гусев, Шокальский, Вовшин, 2009].

Отличительными чертами гранитов Юстыдского массива являются: светло-серый с кре-мовым оттенком цвет, наличие в виде первичного темноцветного минерала биотита, а в гру-бопорфировидных меланократовых рапакивиподобных разновидностях [Михалёва, 1961], – биотита и амфибола. Мусковит обычно наложенный, широко развит в лейкогранитах и грейзенизированных разностях [Дергачёв, Амшинский, Кумеев, 1975; Михалёва, 1961]. В порфировидных разновидностях размеры порфировых выделений микроклина от 0,5 до 6 см, количество вкрапленников изменяется от единичных зерен до 35–40 %. Порфировидные кварц-плагиоклазовые породы содержат около 20 % крупных (от 1 до 2–3 см) вкрапленников олигоклаза (№ 20–25), замещающегося мусковитом и клиноцоизитом. Основная масса состоит из зерен (около 1 мм) кварца (35 %) и альбита (40 %).

Состав темноцветных минералов. По данным микрозондового анализа биотит с зеле-новатым оттенком из амфиболсодержащих рапакивиподобных гранитов имеет пониженную глиноземистость, но повышенные содержания Mg и Fe по сравнению с биотитовыми грани-тами и лейкогранитами. Роговая обманка характеризуется повышенным содержанием калия – 1,25 % и высокой железистостью
(Fe/Fe + Mg = 0,81), что дает основание относить ее к гастинг-ситу. В барбургазинских гранитах, в отличие от юстыдских, биотит в шлифах имеет красно-ватый оттенок, и даже в меланократовых шлирах, содержащих до 35 % биотита, амфибол не наблюдался. Красноватый оттенок биотита отмечается также в породах Юстыдского массива [Михалёва, 1961]. В красновато-буром биотите выше содержания Al, Fe и ниже Мg. В кварц-плагиоклазовых породах биотит беднее глиноземом, более железистый и менее магнезиальный.

По содержанию акцессорных минералов граниты относятся к циркон-апатитовому типу. Среди акцессорных минералов обращает на себя внимание частое присутствие ортита, иногда до 100 г/т, преобладание ильменита, присутствующего обычно в весовых содержаниях (от де-сятков до 750 г/т [Амшинский, Мариич, Дергачёв и др., 1983]) над магнетитом, встречающимся в единичных зернах и, как следствие, низкая магнитная восприимчивость гранитов (10?10–6 eд. CИ).

Петрогеохимическая типизация гранитов. По признакам, предложенным для классификации гранитоидов [Frost, Frost, 2008] юстыдские граниты относятся преимущественно к железистой серии (рис. 3.12, а). По соотношению щелочей и CaO (рис. 3.12, в) граниты – известково-щелочные, и только кварц-плагиоклазовые породы – извест-ковистые. По величине калиевой щелочности (рис. 3,12, г) граниты юстыдского комплекса попа-дают в поле высококалиевой известково-щелочной серии и частично в шошонитовое поле. Согласно [Frost, Frost, 2008] такое сочетание признаков свойственно гранитам А-типа.

В табл. 3.11 приведены представительные анализы указанных фаз гранитоидов.

Таким образом, по составу все фазовые разновидности пород юстыдского комплекса относятся к умеренно-щелочным гранитам с преобладанием калия над натрием. Принадлежа к высококалиевой серии, мета – пералюминиевым разновидностям, все породные типы относятся к высокожелезистым разновидностям при резком преобладании закисного железа над окисным [Гусев, Шокальский, Вовшин, 2009]. Последнее указывает на восстановленный тип расплавов, из которых кристаллизовались породы. Это подтверждается также наличием в составе пород ферритных глобулей, и самородных элементов – меди, олова, свинца, цинка, а также графита [Полуэктова, Баженов, Новосёлов, 1998]. Резкое преобладание ильменита в составе акцессориев в породных типах также свидетельствует о восстановительной обстановке в расплавах. По этому показателю все гранитоиды Юстыдского массива следует относить к ильменитовой серии [Ishihara, 1987], которая формируется за счет дегидратационного плавления протолита в условиях существенного притока тепла и при низкой фугитивности кислорода. По соотношениям La/YbN все породные типы относятся к средне дифференцированному типу. Ранее по сумме признаков различными авторами породы Юстыдского массива отнесены к анорогенному А2 – типу [Гусев, Гусев, 2006; Гусев, Шокальский, Вовшин, 2009].

Таблица 3.11

Содержания оксидов (масс. %), элементов (г/т) в гранитоидах Юстыдского массива

Примечание. Силикатные анализы выполнены в лаборатории ИМГРЭ (г. Москва), а на химические элементы – методом ICP-ms в лаборатории ОИГиГ СО РАН (г. Новосибирск). Нормализация некоторых РЗЭ проведена относительно концентраций в хондрите по [Anderse, Greevesse, 1987].

На диаграмме Шенда, усовершенствованной [29] (рис. 2б), амфиболсодержащие гра-ниты имеют состав от метаглиноземистого до слабо перглиноземистого, все биотитовые гра-ниты слабо перглиноземистые, лейкократовые мусковитизированные граниты смещаются в поле высоко кремнеземистых перглиноземистых гранитов. Большинство составов находится ниже граничной линии I–S типов гранитов и классифицируются как I-тип. Минералогические отличия подтверждаются химическими данными: граничная линия между m-P и l-P гранита-ми отделяет кордиеритсодержащие монацитовые граниты S-типа – продукты плавления мета-пелитового протолита, которые размещаются в полях m-P и h-P от амфиболсодержащих ор-титовых гранитов поля l-P, которые классифицируются как производные плавления магмати-ческих пород. По экспериментальным данным юстыдскому тренду наиболее соответствует фракционное плавление метаглиноземистых дацитов [Conrads, Nicholls, Wall, 1988].

Общими геохимическими особенностями (рис. 3.13) являются положительные аномалии Rb, Th, U, K, Для всех пород комплекса характерны отрицательные аномалии Ba, Sr, Ti, кро-ме кварц-плагиоклазовых пород, у которых аномалия Sr положительная. В мусковитизиро ванных биотитовых гранитах фации эндоконтакта добавляются положительные аномалии Pb и Ta и резкое деплетирование по Y. Структура распределения РЗЭ в амфиболсодержащих гранитах плоская, близкая к симметричной, со слабым положительным наклоном, содержа-ния РЗЭ варьируют в очень узком диапазоне, отрицательная Eu аномалия в них наименее проявлена.

Рис. 3.12. Классификационные диаграммы для магматических образований Юстыдского рудного узла. Основа диаграмм: 2a, 2в по [Frost, Frost, 2008], 2б по[Vilaseca, Barbero, Herreros, 1998], 2г по [Петрографический кодекс России, 2008]. Поля гранитов, разделенные пунктиром на диа-грамме 2б: h-P – сильно перглиноземистые,
m-P – умерено перглиноземистые, l-P – слабо перглиноземистые, f-P – перглиноземистые высоко кремнеземистые. Сплошная линия между полями m-P и l-P разграничивает граниты I- и S-типов. Фигуративные точки: 1–3 – граниты Юстыдского массива: 1 – амфибол-биотитовые граниты, 2 – биотитовые лейкограниты, 3 – лейкократовые мусковитизированные биотитовые граниты фации эндоконтакта, 4–5 – граниты Барбургазинского массива: 4 – биотитовые граниты; 5 – кварц-плагиоклазовые породы;
6 – долери-ты караюкского комплекса; 7 – долериты теректинского комплекса

В биотитовых гранитах вариации РЗЭ несколько шире, за счет обогащения тяжелыми РЗЭ структура распределения становится еще более симметричной, наблюдается более контрастная отрицательная Eu аномалия. Биотитовые граниты Барбургазинского массива заметно деплетированы РЗЭ, отрицательная Eu аномалия в них более глубокая, чем в биотитовых гранитах Юстыдского массива. Мусковитизированные биотитовые граниты фации эндоконтакта Юстыдского массива по уровню содержаний и спектру РЗЭ наиболее близки гранитам Барбургазинского массива, и в них четко проявлено обогащение тяжелыми РЗЭ. Кварц-плагиоклазовые породы особенно сильно деплетированы легкими РЗЭ, в результате наклон спайдерграммы меняется на отрицательный. Резкое обеднение легкими РЗЭ является характерной особенностью онгонитов Монголии и Забайкалья [Козлов, 2009], но, по нашим данным, не наблюдается в алтайских онгонитах (Калгутинский рудный узел).

Рис. 3.13. Мультиэлементные диаграммы для гранитов юстыдского комплекса:
1 – амфибол-биотитовые граниты Юстыдского массива; 2 – биотитовые и лейкократовые мусковитизированные граниты Юстыдского массива, 3 – биотитовые граниты Барбургазинского массива, 4 – кварц-плагиоклазовые породы Барбургазинского массива; 5 – лейкократовые мусковитизированные биотитовые граниты фации эндоконтакта. Нормирование содержаний элементов проведено по составу примитивной мантии и хондрита по [Sun, McDonough, 1989]

Фракционирование и потенциальная рудоносность. Для потенциальной рудоносности гранитов важную роль играет фракционирование гранитной магмы, которое фиксируется по структуре распределения РЗЭ (рис. 3). Процессы дифференциации и фракционирования в гранитах юстыдского комплекса выявляются с трудом [Говердовский, 1991], что послужило основанием для заключения о «метасоматически-анатектической природе гранитов» [Говердовский, 1991; Говердовский, Руднев, 2000]. В целом, по мере увеличения кремнекислотности пород Rb/Sr отношение возрастает (рис. 3.14, а). Рост Rb/Sr отношения сопровождается уменьшением отношения
Zr/Hf (рис. 3.14, б), но эта зависимость нелинейная, отношение Zr/Hf быстро убывает до ве-личины Rb/Sr = 5, а затем снижение идет значительно слабее.

Рис. 3.14. Тренды фракционирования гранитов юстыдского комплекса. Серым фоном на рисунках б, в, д, е показано поле HARAC (CHArge-and-Radius-Controlled) по
[Bau, 1996]. Пунктирная линия I – общий тренд содержаний Hf по отношению к TiO2 (рис. г) и отношению Zr/Hf (рис. д), а также изменение отношения Zr/Hf по отношению к SiO2
(рис. е). Линией со стрелкой II показаны частные тренды в лейкогранитах. На рис. е дугообразная линия со стрелками – кривая фракционирования расплавов редкометалльных гранитов и поля металлогенической специализации гранитов по [Зарайский, Аксюк, Девятова и др., 2009]. Остальные обозначения см. рис. 3.12

Возможность применения моделей фракционирования для интерпретации вариаций состава гранитов юстыдского комплекса показана на рис. 3.14, в. Амфиболсодержащие и часть биотитовых гранитов на рис. 3.14, в имеют характеристики собственно магматических образова-ний (поведение типа HARAC (CHArge-and – Radius-Controlled), когда элементы с одинаковым ионным радиусом и зарядом (пары Y-Ho и Zr-Hf), экстремально когерентны и остаются вбли-зи хондритового отношения [Bau, 1996]. Лейкограниты, в том числе граниты Барбургазинского мас-сива, выходят за пределы поля HARAC и дают эволюционный тренд в сторону уменьшения Zr/Hf, на основании чего можно полагать, что эти породы являются производными магмати-ческой системы с повышенной флюидонасыщенностью.

В паре Zr-Hf более высокое сродство к гранитному расплаву имеет Hf, поэтому в оста-точном расплаве его содержание должно увеличиваться. На ранних стадиях кристаллизации амфиболсодержащих и биотитовых гранитов содержания Hf снижаются вместе с TiO2 (рис. 3.14, г) и отношением Zr/Hf (пунктирные линии на рис.  3.14, г, д). Некогерентное поведение Hf на-блюдается только при образовании лейкогранитов (увеличение содержаний Hf при снижении содержаний Тi и отношения Zr/Hf). Уменьшение отношения Zr/Hf происходит также вместе с ростом SiO2 (рис. 3.14, д), причем резкого падения отношения Zr/Hf при величине SiO2 74–75 %, характерного для фракционирования редкометалльных гранитов [8], в большинстве пород юстыдского комплекса не отмечается, за исключением грейзенизированных лейкогранитов.

Видимо, в последнем случае грейзенизации подверглись породы остаточного (после кристаллизации биотитовых гранитов) расплава.

Рис. 3.15. Диаграмма соотношения высокозарядных и крупноионных элементов в гранитах юстыдскго комплекса. Основа диаграммы и расчет параметров по [Miller, Meschter et al., 2003]. Анализы гранитов нормализованы по составу высоко-К известково-щелочных серий. Поля магм: Pre-Coll – доколлизионных известково-щелочных, НКСА + SHO – высоко-К известково-щелочных и шошонитовых, ALK – щелочных. Горизонтальная ось отображает накопление HFS-элементов, величина которой в нормированном виде обозначается
как SNX, вертикальная – LIL-элементов, в нормированном виде как SNY.
Остальные обозначения см. рис. 3.12

Аналогичные тенденции прослеживаются по контрастному поведению высокозарядных элементов – HFS и элементов c большим ионным радиусом – LIL (рис.  3.15). Тренд I-I отображает эволюцию (справа – налево) от амфибол-биотитовых гранитов к биотитовым гранитам и далее к лейкогранитам. Это щелочно-глиноземистый тренд, который по мере эволюции расплава характеризуется снижением содержаний HFS-элементов и слабой корреляцией между HFS- и LIL-элементами. Тренд II отображает эволюцию состава Юстыдского массива от биотитовых гранитов к лейкогранитам, которая, почти точно, соответствует тренду в некоторых массивах рапакиви в Финляндии (шток Куми [Haapala, Lukkari, 2005]): от питерлитов к Li-F топазовым гранитам. По мере эволюции расплава происходит накопление LIL- и снижение HFS-элементов.

P-T параметры гранитов юстыдского комплекса. Для оценки температур формирова-ния гранитов юстыдского комплекса использовалась методика E. Watson, T.M. Harrison [Watson, Harrison, 1983] расчета температуры (TоС) насыщения расплава цирконием, необходимого для начала фрак-ционной кристаллизации акцессорного циркона. Характерно, что составы всех разновидно-стей гранитов юстыдского комплекса четко согласуются с кривой растворимости циркона в гранитном расплаве (рис. 3.16). По данным цирконового геотермометра [Watson, Harrison, 1983] можно сделать за-ключение, что все амфибол-содержащие и, частично, биотитовые граниты являются «горя-чими», т.е. образовались за счет дегидратационного плавления в источнике с существенным притоком избыточного тепла. Температура насыщения цирконием расплава лейкогранитов существенно ниже и соответствует «холодным» гранитам (рис. 3.17). Давление при кристалли-зации гранитов рассчитывалось по биотитовому геобарометру на основании состава биотитов по методике E. Uchida [Uchida, Endo, Makino, 2007]. Кристаллизация биотита в наиболее распространенных грубозер-нистых биотитовых гранитах Юстыдского плутона происходила при давлении 2,42–2,73 кбар, благоприятной для образования вольфрамового оруденения. Кристаллизация амфибола происходила при давлении 2,5–3,5 кбар, но эта цифра требует уточнения, так как состав амфибо-ла изучен только в одном шлифе, а использование роговообманкового геобарометра для вы-сокотемпературных гранитов имеет определенные ограничения [Anderson, Smith, 1995]. В гранитах Барбурга-зинского массива по биотитовому геобарометру давление при кристаллизации было 3,66–3,76 кбар, что неблагоприятно для формирования оруденения. Не минерализованные гранитные плутоны обычно кристаллизуются при давлении > 3 кбар [Uchida, Endo, Makino, 2007].

Рис. 3.16. Диаграмма Zr–T°C для гранитов юс-тыдского комплекса. Температура T, °C насыщения расплава цирконием рассчитана по методике [Watson, Harrison, 1983]. Сплошной линией пока-зана температура растворимости/кристаллизации циркона в гранитном расплаве в зависимости от температуры плавления корового субстрата. Пунктир – исходный материал типичной коры. Светло-серое поле – температурный диапазон формирования «холодных» гранитов (766 ± 24 °С), темно-серое – «горячих» гранитов (837 ± 48 °С)
[Miller, Meschter et al., 2003]. Остальные условные обозначения см. рис. 3.12

Геодинамическая обстановка. Как указывалось выше, по петрохимическим критериям породы юстыдского комплекса классифицируются как А-граниты. По соотношениям Rb, Y, Nb, Та (рис. 3.17) они в большинстве случаев имеют характеристики гранитов, свойственных внутриплитовой обстановке с утоненной континентальной литосферой, и только некоторые составы за счет высокого содержания Rb смещаются к полю синколлизионных гранитов. Для внутриплитовых гранитов дальнейшее уточнение на диаграммах Y–Nb–Ce, Y–Nb–3Ga [Sylvester, 1998], показывает, что граниты юстыдского комплекса относятся к А2-типу: гранитам, образующимся в постколлизионной об-становке, спровоцированной плюмтектоникой.

Рис. 3.17. Положение гранитов юстыдского комплекса на диаграммах по [Sylvester, 1998; Pearce, 1996]. На диаграммах а, б, г, д, поля гранитов по [Pearce, 1996]:
syn-COLG – синколлизионные граниты, WPG – внут-риплитовые граниты,
ORG – граниты океанических хребтов, VAG -граниты вулканических дуг. Пунк-тирной линией в поле WPG ограничена область гранитоидов, формирующихся в условиях утоненной континентальной литосферы. На диаграммах в, е поля гранитов
по [Sylvester, 1998]: A1 – поле гранитов горячих точек, плюмов, континентальных рифтовых зон в анорогенной обстановке; А2 – поле постколлизионных гранитов, спровоцированных плюмтектоникой. Остальные обозначения как на рис. 3.12

Изотопные характеристики и возраст магматических образований. Методом SHRIMP II были проанализированы (рис. 3.12, 3.13, 3.15) цирконы из трех проб гра-нитов Юстыдского массива (674, 675, 676), двух проб из Барбургазинского интрузива (К-700 и К-700–1), одной пробы (5152) из долеритов караоюкского и двух проб (673–1, 5244) из до-леритов теректинского комплексов.

Характеристика цирконов. Цирконы во всех пяти пробах гранитов юстыдского ком-плекса идентичны и представлены буроватыми и бесцветными призматическими идиоморф-ными трещиноватыми кристаллами мутными и прозрачными. Размеры кристаллов 150–500 мкм, коэффициент удлинения 1,8–5,0. В катодных лучах цирконы обнаруживают двух-фазное строение. Центральные части кристаллов незональные, либо с нарушенной зонально-стью, краевые части – с тонкой магматической зональностью. На отдельных кристаллах на-блюдаются черные высокоурановые каймы и наросты. Мощность периферической зональной магматической оболочки спокойного роста в цирконах гранитов Юстыдского массива значи-тельно больше, чем в гранитах и кварц-плагиоклазовых породах Барбургазинского массива, что говорит в пользу их более быстрой кристаллизации. Разницы в возрасте между ранне-магматическими центральными частями и зональными оболочками не наблюдается (372–378 млн лет), за исключением ксенокристаллов в ядерных частях цирконов в пробе 674 (2 точки), которые дали раннедевонский конкордантный возраст: 413 ± 16 млн лет. Можно полагать, что при формировании позднедевонских гранитов переплавлялись раннедевонские магматиче-ские породы. Высокоурановые наросты не дают омоложения возраста.

На диаграмме U-Th большинство точек образует вытянутое поле, аппроксимируемое линией I-I c отношением Th/U = 0,45. Отдельная совокупность с отношением Th/U = 0,18 (ли-ния II–II) представлена цирконами гранитов и кварц-плагиоклазовых пород Барбургазинско-го массива. Обособленное положение занимают точки высокоурановых наростов (поле 2).

Цирконы из долеритов постгранитного комплекса установлены в виде мелких единичных короткопризматических обломков кристаллов. Зональность в них проявлена слабо или отсутствует. В катодных лучах зерна выглядят светлыми, они – низко ра-диоактивные и по уровню содержаний U и Th хорошо отличаются от цирконов из гранитов (рис. 3.18). В поле 1 на рис. 8 попадают замеры по детритовому зерну с возрастом 1557 ± 32 млн лет и по ядру циркона из биотит-амфиболовых гранитов с возрастом 371 ± 13 млн лет. Из двух замеров для цирконов из долеритов караюкского комплекса только одна точка находится в поле базитовых цирконов. Вторая показывает слабое обогащение U и Th. В пробе 5244 все цирконы изменены вторичными процессами (обогащены U и Th) или являются ксеногенными для долеритов. Конкордантных возрастов по этой пробе не получено.

Рис. 3.18. Диаграмма содержаний Th и U в цирконах. Номера проб на рисунке соответствуют рис. 3.12, остальные пояснения в тексте

По гранитам юстыдского комплекса конкордантные значения возрастов (рис. 3.19, а, б, в, г, д, е) дают среднее по 5 пробам 375,4 ± 5,5 млн лет. На рис. 3.19, з видно, что граниты Юстыдского массива имеют более широкие колебания ошибки измерений, что связано, на наш взгляд, с разной продолжительностью кристаллизации гранитов Юстыдского и Барбургазинского масси-вов. Как отмечалось выше, в цирконах Юстыдского массива периферические зоны кристаллов бо-лее широкие, и их рост происходил в течении более длительного времени. В Барбургазинском массиве в цирконах зоны более узкие, и кристаллизация расплава происходила быстрее.

Долериты из дайки прорывающей Юстыдский гранитный массив (рис. 3.19, ж, проба 673–1), характеризуются конкордантным возрастом цирконов по трем точкам – 210,7 ± 5,4 млн лет. Ксено-генные зерна имеют позднекембрийский (489,5 ± 9,6 млн лет) и позднерифейский (992 ± 16 млн лет) возраст.

Замеры в цирконах из долеритов караюкского комплекса (рис. 3.19,е, проба 5152) образуют три возрастных кластера, располагающихся на конкордии, причем самый молодой кластер (375,1 ± 5,4 млн лет) получен по двум точкам в наиболее низко-Th-U цирконах, одна из которых попадает в поле 1 базитовых цирконов, а вторая близка к этому полю (рис. 3.18).

Таблица 3.12

Результаты U-Pb измерений в цирконах

Примечание. Прочерк – содержание ниже предела чувствительности. Ошибки приведены для интервала 1s. Pbc и Pb* указывают обыкновенную и радиогенную составляющие соответственно. Ошибка калибровки стандарта 0,5 %. (1) Поправка на обыкновенный свинец проведена по измеренному 204Pb. Коррел. ошибок – корреляция ошибок отношений 207Pb*/235U – 206Pb*/238U.

Цирконы из долеритов постгранитного комплекса установлены в виде мелких единичных короткопризматических обломков кристаллов. Зональность в них проявлена слабо или отсутствует. В катодных лучах зерна выглядят светлыми, они – низко ра-диоактивные и по уровню содержаний U и Th хорошо отличаются от цирконов из гранитов. (рис. 3.18). В поле 1 на рис. 3.18 попадают замеры по детритовому зерну с возрастом 1557 ± 32 млн лет и по ядру циркона из биотит-амфиболовых гранитов с возрастом 371 ± 13 млн лет. Из двух замеров для цирконов из долеритов караюкского комплекса только одна точка находится в поле базитовых цирконов. Вторая показывает слабое обогащение U и Th. В пробе 5244 все цирконы изменены вторичными процессами (обогащены U и Th) или являются ксеногенными для долеритов. Конкордантных возрастов по этой пробе не получено.

По гранитам юстыдского комплекса конкордантные значения возрастов (рис. 3.19, а, б, в, г, д, е) дают среднее по 5 пробам 375,4 ± 5,5 млн лет. На рис. 3.19, з видно, что граниты Юстыдского массива имеют более широкие колебания ошибки измерений, что связано, на наш взгляд, с разной продолжительностью кристаллизации гранитов Юстыдского и Барбургазинского массивов. Как отмечалось выше, в цирконах Юстыдского массива периферические зоны кристаллов более широкие, и их рост происходил в течении более длительного времени. В Барбургазинском массиве в цирконах зоны более узкие, и кристаллизация расплава происходила быстрее.

Долериты из дайки прорывающей Юстыдский гранитный массив (рис. 3.19, ж, проба 673–1), характеризуются конкордантным возрастом цирконов по трем точкам – 210,7 ± 5,4 млн лет. Ксено-генные зерна имеют позднекембрийский (489,5 ± 9,6 млн лет) и позднерифейский (992 ± 16 млн лет) возраст.

Рис. 3.19. Диаграммы U-Pb систем с конкордиями для цирконов. В верхнем левом углу диаграмм номера проб соответствуют пробам на рис. 1 и табл. 1, 2: пробы из Юстыдского массива: a – 674 – лейкократовый густопорфировидный биотитовый гранит;
б – 675 амфибол-биотитовый гранит; в – 676 – редкопорфировидный биотитовый гранит; Барбургазинский массив: г – К-700 – биотитовый гранит;
д – К-700–1 – кварц-плагиоклазовая порода; дайки: е – 5152 – долериты догранитного караоюкского комплекса; ж – 673–1 – долериты постгранитного комплекса; з – корреляция полученных возрастов: точкой обозначен конкордантный возраст, пунктиром – ошибка
для интервала 2?. Серым фоном в стратиграфической колонке обозначен возраст формирования флишоидов юстыдской серии по палеонтологическим данным

Замеры в цирконах из долеритов караюкского комплекса (рис. 3.19, е, проба 5152) образуют три возрастных кластера, располагающихся на конкордии, причем самый молодой кластер (375,1 ± 5,4 млн лет) получен по двум точкам в наиболее низко-Th-U цирконах, одна из которых попадает в поле 1 базитовых цирконов, а вторая близка к этому полю (рис. 3.18).

Можно полагать, что этот возраст соответствует времени кристаллизации долеритов ка-раюкского комплекса и не отличается (в пределах статистической погрешности) от возраста цир-конов гранитов юстыдского комплекса (рис. 3.19, з). Низко-Th-U ядро в одном из зерен циркона в амфиболсодержащих гранитах, возможно, является захваченным при смешении гранитовой и базитовой магм.

Для долеритов догранитного и постгранитного комплексов можно предполагать мантийный источник типа PREMA (рис. 3.20). Уклонение составов долеритов от мантийного тренда связано, видимо, с обогащением источника «коровым» радиогенным стронцием. Долериты постгранит-ного комплекса имеют примерно одинаковый уровень ?Nd(T) с долеритами догранитоного карао-юкского комплекса, но более обогащены «коровым» радиогенным стронцием.

Рис. 3.20. Sr-Nd изотопная систематика и диаграммы отношений HFS-элементов для долеритов ка-раоюкского (проба 10073) и постгранитного (проба 10134) комплексов.
На рис. а при расчете первичных изотопных отношений и величин ?Nd(T) и ?Sr(T) для пробы 10073 на 375 млн лет, и пробы 10134 на 210 млн лет применялись значения: для CHUR 143Nd/144Nd = 0,512638; 147Sm/144Nd = 0,1967, для UR 87Sr/86Sr = 0,7045; 87Rb/86Sr = 0,0827. Область MANTLE ARRAY и мантийного компонента PREMA по [Zindler, Hart, 1988]. На рис. б и в – источники, компоненты и поля базальтов тектонических обстановок по [Condie, 2005]: UC – верхняя континентальная кора; РМ – примитивная мантия; DM – деплетированная верхняя мантия; DEP –деплетированная нижняя мантия;
REC – рециклированный компонент; EN – обогащенный компонент; HIMU – источник с высоким отношением 238U/204Pb; ЕМ1 и ЕМ2 – обогащенные мантийные источники;
ARC – островодужные базальты; N-MORB – базальты срединно-океанических хребтов, OIB – базальты океанических островов, OPB – базальты океанических плато. Стрелками показаны эффекты порционного плавления (F) и влияния субдукционных флюидов (SUB). Остальные обозначения (см. рис. 3.12)

Как показывают компоненты табл. 3.13, все породные типы Юстыдского массива, в том числе, и рапакивиподобные граниты первой фазы, являются сильно эволюционированными продуктами функционирования и эволюции глубинного очага. Об этом говорят высокие значения тетрадного эффекта М-типа фракционирования [Masuda, 1979] редкоземельных элементов (пограничное значение для М-типа тетрадного эффекта составляет 1,1, в нашем случае TE1,3 варьирует от 2,68 до 4,18). Относительно хондритовых значений в породах Юстыдского массива значительно увеличены отношения Y/Ho, La/Lu, Sr/Eu и снижены отношения Eu/Eu*, Zr/Hf. Отношение La/Lu в породах Юстыдского массива намного выше чем в хондритах и указывает на значительное обогащение анализируемых пород лёгкими редкими землями. Высокая фракционированность породных типов в сумме с другими признаками указывает на возможность генерации вольфрам-молибденового и редкоземельного оруденения в тесной связи с выходами пород юстыдского комплекса. Металлогеническая специализация комплекса реализована в формировании комплексного Каракульского месторождения (Сo-Ni-W-PЗЭ состава) и ряда проявлений олова, вольфрама и молибдена.

Ранее нами установлено интенсивное фракционирование элементов в процессе эволюции магматического очага, сформировавшего Юстыдский и соседние массивы [3]. Для фазовых породных типов оценены особенности фракционирования редкоземельных и других элементов, сведенных в табл. 3.13.

Таблица 3.13

Отношения химических элементов и значения тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ в породах Юстыдского массива

Примечание. ТЕ1,3 – тетрадный эффект по В. Ирбер [Irber, 1997]. Eu* = (SmN + GdN)/2. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [Anderse, Greevesse, 1987].

Интерпретация результатов. По материалам ранее проведенных исследований [3, 4] граниты юстыдского комплекса классифицированы как коллизионные граниты S-типа, образовавшиеся за счет осадочных пород девона метасоматически-анатектическим путем под действием внедрившейся базит-ультрабазитовой интрузии. Ссылаясь на отсутствие закономерностей в поведении отношений Ba/Rb, K/Rb, Rb/Sr
и спектры распределения редкоземельных элементов, эти авторы предполагали отсутствие магматической дифференциации при формировании юстыдских гранитов, а геохимические особенности гранитов объясняли перераспределением РЗЭ в результате флюидной проработки. По нашим данным эти положения могут быть существенно уточнены, что важно для определения минерагенического потенциала юстыдского комплекса.

Отличительными признаками юстыдских гранитов, кроме резкого преобладания биотитовых разновидностей, являются: наличие умеренно щелочных амфибол-содержащих рапакивипо-добных гранитов, слабо повышенная глиноземистость лейкогранитов, отсутствие меланократовых пород (гранодиоритового и тоналитового состава), отсутствие кордиерита, граната и первичного мусковита (индикаторов для S-гранитов); в породах часто встречаются флюорит и турмалин.

Граниты юстыдского комплекса принадлежат к восстановленному типу пород – «ильмени-товой серии» [Frost, Frost, 2008; Frost, Frost, 1992], которая формируется за счет дегидратационного плавления в условиях су-щественного притока тепла и при низкой фугитивности кислорода. Амфибол-содержащие и, час-тично, биотитовые граниты по цирконовому геотермометру являются «горячими», с температурой 810–886 °С (рис. 3.17). В гранитах Юстыдского массива отношение Al2O3/TiO2 сравнительно низкое (21–100), что скорее свидетельствует об источнике, связанном с инъекциями базитовой магмы при деламинации литосферы [Sylvester, 1998], чем может быть объяснено исключительно утолщением коры в процессе коллизии.

Считается [Sylvester, 1998; Vilaseca, Barbero, Herreros, 1998; Visona, Bruno, Lombarado, 2002], что мусковит-содержащие граниты являются продуктами «мокрого» корового анатексиса в условиях сдвиго-надвиговых дислокаций в коре, а «сухие» гранитные магмы образуются в результате анатексиса за счет андерплейтинга или инъекций мантийных магм. Для юстыдского комплекса предпочтительным вариантом является относительно «сухое» плавление в присутствии фтора и бора, иначе в его составе были бы распространены мусковитовые и двуслюдяные граниты.

Барбургазинский массив сформировался из более «холодной» (по температуре насыщения цирконием 730–760 °С), более дифференцированной (судя по содержанию и структуре РЗЭ) магмы. По структуре кристаллов циркона, содержанию в них U и Th, биотитовому геобарометру можно предполагать, что Барбургазинский интрузив формировался быстрее и на большей глубине, чем Юстыдский массив. Вероятно, Юстыдский плутон местами имел гибридный состав материнского расплава – более горячий, меланократовый и щелочной: из него кристаллизовались амфибол-содержащие рапакивиподобные граниты. По экспериментальным данным структура рапакиви наилучшим образом объясняется смешением магм кислого и основного состава при снижении давления в условиях низкого градиента температур. Для гранитов рапакиви восстановленного типа доказывается их связь с толеитовой базальтовой магмой [Frost, Frost, 1992]. Юстыдский массив в большей степени претерпел, по-видимому, в пластичном состоянии, субширотные сдвиговые дислокации. Он более дифференцирован по составу, отличается более глубоким Еu-минимум в биотитовых гранитах, в его лейкогранитах проявлен тренд топазовых гранитов. Породы Юстыдского интрузива фракционированы в достаточной мере для образования сопутствующего Sn-W оруденения.

Дайки караюкского комплекса имеют геологические признаки внедрения в не консолиди-рованные осадки богутинской свиты. Долериты содержат циркон, характерный для базитов (низ-кие содержания Th и U) и обнаруживают позднедевонский возраст (375,1 ± 5,4 млн лет), совпа-дающий с возрастом гранитов юстыдского комплекса (среднее по 5 пробам 375,4 ± 5,5 млн лет). Тем самым подтверждается временная (и парагенетическая) связь караоюкского бимодального риолит-долеритового комплекса с юстыдскими гранитами, которая предполагалась ранее [Говердовский, 1987; Говердовский, 1991; Говердовский, Руднев, 2000; Говердовский, 2004]. Изотопный возраст караюкского и юстыдского комплексов соответствует времени завершения формирования юстыдской терригенной серии и инверсии Юстыдского прогиба. Интрузивы высоко-К известково-щелочной серии обычны для позднее- и постколлизионных обстановок и нередко внедряются в процессе крупных сдвиговых перемещений коровых масс в связи с зонами смятия.

Полученные данные показали, что анорогенные гранитоиды Юстыдского массива формировались в сложных Р-Т параметрах, в условиях высокой доли водной составляющей в магматогенных флюидах, что приводило к заметному снижению температур кристаллизации пород. Близкая сопряжённость во времени и пространстве базитовых образований караоюкского комплекса и гранитоидов юстыдского комплекса с рапакивиподобными гранитами указывает на некоторое сходство в формировании гранитов рапакиви древних кратонов Балтийского, Украинского, Канадского и других щитов, связанных тесно с базитами. Анорогенный характер гранитоидов, их тесная сопряжённость с базитовыми дайками и другие признаки позволяют предположить их генерацию с функционированием Сибирского суперплюма.

Высокая водная составляющая флюидов, обогащённость такими летучими компонентами, как фтор, бор, значительная фракционированная дифференцированность породных типов на обширный комплекс элементов способствовали формированию различных типов оруденения олова, вольфрама, молибдена, редких земель. На многих объектах наблюдается совмещение оруденения, связанного с базитовыми дайками и гранитоидами.

Металлогеническая специализация и рудоносность юстыдского комплекса. С юстыдским комплексом связано непромышленное грейзеновое олово-вольфрамовое оруденение, молибденовые, свинцовые, редкоземельные, урановые и флюоритовые проявления. Рассчитанное по биотитовому геобарометру давление при формирования Юстыдского массива 2,5–3,5 кбар оценивается, как благоприятное для идентификации его пород как олово-вольфрамоносных гранитов [Uchida, Endo, Makino, 2007]. В породах юстыдского комплекса фиксируются признаки фракционирования элементов. В юстыдских лейкогранитах с отношением Rb/Sr = 24–42, его величина соответствует таковой в олово-вольфрамоносных гранитах [Uchida, Endo, Makino, 2007]. Фракционирование фиксируется также и по наличию тетрадного эффекта [Irber, 1999], хотя даже в мусковитизированных гранитах его величина (TE1–3) невелика и составляет 1,12–1,15 (табл. 3.11), достигая значения 1,28 только в одной пробе грейзенизированного лейко-гранита из зоны эндоконтакта массива. С лейкогранитами, у которых индекс Zr/Hf находится в диапазоне 10–30, могут быть связаны грейзеновые месторождения W, Мо, Sn, Be, Bi, но вряд ли стоит ожидать альбититовых месторождений Ta–Nb–Li в связи с юстыдскими гранитами. Для воз-никновения месторождений необходима более глубокая дифференциация, при которой значение отношения Zr/Hf опускается ниже 5 [Зарайский, Аксюк, Девятова, 2009]. Таким образом, слабая рудоносность Юстыдского массива, повидимому, связана с незначительной водонасыщенностью исходной магмы и недостаточно глубокой ее дифференциацией [Гусев, Шокальский, Вовшин и др., 2009].

Существует и другая точка зрения, высказанная автором. Как показывают компоненты табл. 3.13, все породные типы Юстыдского массива, в том числе, и рапакивиподобные граниты первой фазы, являются сильно эволюционированными продуктами функционирования и эволюции глубинного очага. Об этом говорят высокие значения тетрадного эффекта М-типа фракционирования [Masuda, 1979] редкоземельных элементов (пограничное значение для М-типа тетрадного эффекта составляет 1,1, в нашем случае TE1,3 варьирует от 2,68 до 4,18). Относительно хондритовых значений в породах Юстыдского массива значительно увеличены отношения Y/Ho, La/Lu, Sr/Eu
и снижены отношения Eu/Eu*, Zr/Hf. Отношение La/Lu в породах Юстыдского массива намного выше чем в хондритах и указывает на значительное обогащение анализируемых пород лёгкими редкими землями. Высокая фракционированность породных типов в сумме с другими признаками указывает на возможность генерации вольфрам-молибденового и редкоземельного оруденения в тесной связи с выходами пород юстыдского комплекса. Металлогеническая специализация комплекса реализована в формировании комплексного Каракульского месторождения (Сo–Ni–W–PЗЭ состава) и ряда проявлений олова, вольфрама и молибдена, полиметаллов, флюорита. Полученные данные показали, что анорогенные гранитоиды Юстыдского массива формировались в сложных Р–Т параметрах, в условиях высокой доли водной составляющей в магматогенных флюидах, что приводило к заметному снижению температур кристаллизации пород. Близкая сопряжённость во времени и пространстве базитовых образований караоюкского комплекса и гранитоидов юстыдского комплекса с рапакивиподобными гранитами указывает на некоторое сходство в формировании гранитов рапакиви древних кратонов Балтийского, Украинского, Канадского и других щитов, связанных тесно с базитами. Анорогенный характер гранитоидов, их тесная сопряжённость с базитовыми дайками и другие признаки позволяют предположить их генерацию с функционированием Сибирского суперплюма.

Высокая водная составляющая флюидов, обогащённость такими летучими компонентами, как фтор, бор, значительная фракционированная дифференцированность породных типов на обширный комплекс элементов способствовали формированию различных типов оруденения олова, вольфрама, молибдена, редких земель. На многих объектах наблюдается совмещение оруденения, связанного с базитовыми дайками и гранитоидами.

Шибеликский гранитовый комплекс (D3) в качестве самостоятельного подразделения выделен А.Н. Кононовым (1967) и включен С.П. Шокальским в Алтайскую серийную легенду [Корреляция…, 2000], пользуется весьма ограниченным распространением в Онгудайском прогибе в междуречье рек Урсул и Каракол и объединяет несколько мелких гипабиссальных массивов рибекитовых гранит-порфиров (Шибеликский, Куладинский и Каракольский массивы), а также дайки аналогичных пород протяженностью до 3 км. Массивы имеют линейно вытянутую форму, согласно простиранию прогиба, прорывают отложения верхнеживетско-франской урсульской серии и приурочены к взбросо-надвиговым разрывным нарушениям субмеридиональной и северо-восточной ориентировки. Контакты тел с вмещающими породами крутые, субвертикальные, в эндоконтактах породы, участками катаклазированные, приобретают эффузивоподобный облик.

Серийной легендой и схемой корреляции [Корреляция…, 2000] в составе данного комплекса выделяется две фазы внедрения: первая фаза представлена щелочными эгирин-рибекитовыми микропегматитовыми гранитами (варьируют до меланогранитов); вторая фаза объединяет микропегматитовые и миароловые рибекитовые лейкограниты, дайковые гранит-порфиры и гранофиры, по уровню общей щелочности варьирующие от щелочных (с суммой щелочей до 11 %) до низкощелочных (Na2O + K2O = 6,97–7,84 %) разностей, но содержащих рибекит. Гранитоиды характеризуются серой, темно-серой окраской, массивной текстурой, порфировидной структурой. Вкрапленники составляют не менее 40 % объема породы, имеют размеры от 0,6 до 3 мм и представлены кварцем, корродированным таблитчатым калишпатом (с включениями игольчатого рибекита) и рибекитом (в равных соотношениях), редко альбитом. Основная масса гипидиоморфнозернистая, состоит из калишпата, кварца, иголочек рибекита (общее содержание последнего составляет не менее 25 % объема породы), акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, рутилом, сфеном, магнетитом. Петрохимическими особенностями пород являются примерно равные содержания калия и натрия, крайне низкие глиноземистость (индекс Шенда = 0,82) и коэффициент известковистости (0,04), а также высокий коэффициент агпаитности (1,1), незначительно отличающие (наряду с окраской и отсутствием биотита) данные образования от щелочных рибекитовых гранитов майорского комплексов.

По мнению В.А. Кривчикова и некоторых других исследователей, вещественный состав комплекса типичен для лейкогранит-щелочногранитовой формации. Но, по мнению Ю.А. Туркина и С.И. Федака (2008), геологическое положение, порфировый облик и отсутствие фельдшпатоидов в составе гранитоидов не позволяет относить последние к щелочногранитовому формационному типу, а объемы и формы проявления данной породной ассоциации ставит под сомнение целесообразность выделения ее в качестве самостоятельного магматического комплекса. Более оправданным будет включение шибеликских гранит-порфиров в состав пространственно совмещенного с ними средне-позднедевонского богучинского комплекса, также характеризующегося наличием пород повышенной щелочности и раскристаллизацией их до граносиенитов и гранит-порфиров. В целом, данная породная ассоциация гранитоидов может быть сопоставлена, с одной стороны, с поздними фазами рибекитовых и агпаитовых гранитоидов майорского и елиновско-бутачихинского комплексов, а с другой стороны – с субвулканическими образованиями богучакского порфирового комплекса. И в том, и в другом случае комплекс не имеет самостоятельного значения и может рассматриваться в составе проявлений гранит-граносиенитовой формации субдукционно-аккреционной стадии девонского активно-окраинно-континентального этапа развития региона [Туркин, Федак, 2008].

Возраст данной породной ассоциации определяется как средне-позднедевонский или позднедевонский наличием интрузивных контактов с отложениями позднеживетско-франской урсульской серии и отчетливой корреляцией с порфировыми богучинским и позднекызылташским комплексами Онгудайского и Уйменского прогибов, а также с породами поздних фаз майорско-топольнинской ассоциации [Туркин, Федак, 2008].

По новым данным на основе U-Pb изтопных данных по циркону методом SHRIMP II, абсолютный возраст гранитоидов составляет 301,4 млн лет.

По нашим данным, гранитоиды Шибеликского массива содержат в значительном количестве щелочную роговую обманку (рибекит) и должны рассматриваться в качестве А2-типа анорогенных гранитов.