Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПЕТРОЛОГИЯ ЗОЛОТОГЕНЕРИРУЮЩЕГО МАГМАТИЗМА

Гусев А. И.,

3.4. Петрология и геохимия адакитовых гранитоидов

С адакитовыми гранитоидами пространственно и парагенетически связано золото-черносланцевое оруденение месторождения Бакырчик в Калбинской зоне Казахстана.

К адакитовому типу гранитоидов относятся специфические кислые интрузивные породы, обнаруживающие сходство с эффузивными адакитами. К числу таких признаков относятся очень низкие концентрации иттрия (менее 18 г/т), иттербия (менее 1,8 г/т), [Defant, Drummond, 1990; Martin, 1999], повышенные содержания ванадия и хрома, высокие нормированные к хондриту отношения лантана к иттербию (более 8-10), указывающие на сильно дифференцированный тип распределения РЗЭ в породах. К адакитовым гранитоидам в регионе относятся кислые разности кунушского комплекса (С2) Калбинского хребта Казахстана.

Данный комплекс впервые под таким названием описан Г.Н. Щербой на территории Казахстана, в настоящий момент рассматривается им в составе плагиогранит-гранодиоритовой формации с широким развитием роговообманково-биотитовых гранодиоритов и биотитовых плагиогранитов, а также даек подобного состава [Большой Алтай…. 2000 а; Большой Алтай…. 2000 б]. Актуальность изучения этих образований более чем очевидна, так как пространственно и парагенетически с ними связаны многочисленные месторождения и проявления золота, в том числе объект мирового класса золото-черносланцевого типа – Бакырчик.

Кроме того, известно, что Калбинские структуры в северо-западном направлении полого погружаются под чехол Кулундинской впадины, изучаемой в настоящее время бурением в рамках картирования листов масштаба 1:200 000. Одной из скважин в прикровельной части Борисовского плутона Алтайского края Российской Федерации вскрыты биотитовые плагиограниты, относящиеся к кунушскому комплексу. Терригенно-черносланцевые образования, вмещающие месторождение Бакырчик, также продолжаются на территорию Алтайского края (рис. 31).

Интрузии кунушского (С2) комплекса объединяют малые тела (0,1-3,0 км) в поперечнике и плитообразные крутопадающие дайки (мощностью 1-12 м длиной от 50 м до 3 км тоналитов, плагиогранитов, плагиогранит-порфиров. Чаще всего малые тела кунушского комплекса входят совместно с гранитоидами калбинского (Р1) комплекса в состав крупных батолитов сложного состава (Жиландинского, Кунушского, Борисовского и других). Они образуют интрузивный пояс (120?25 км), контролируемый протяжённой глубоко проникающей зоной разломов СЗ простирания (рис. 32). Интрузии кунушского комплекса согласны с общим планом складчатых структур, и срезаются гранитами и дайками калбинского комплекса. Так как плагиограниты и тоналиты кунушского комплекса регионально милонитизированы, огнейсованы и занимают конкордантное положение по отношению к вмещающим толщам, то их интрузии считаются синкинематическими [Лопатников, Изох и др., 1982].

Петротипический Кунушский массив расположен на ЮВ Калба-Нарымского террейна, возле пос. Чердояк. Массив представляет собой внутриформационную залежь мощностью 150-180 м, длиной 1050 м и шириной 190 м), вытянутую в ЗСЗ направлении, и падающую на СВ, согласно с вмещающими породами такырской свиты
(D3-C1t), но имеющими с ними интрузивные контакты [Щерба, 1957]. Интрузивное тело сожжено милонитизированными плагиогранитами, которые прорываются мелкими телами плагиогранит-порфиров. Этот факт указывает на то, что формирование малых тел тоналитов и плагигранитов входят в состав 1 фазы внедрения, а дайки плагиогранит-порфиров – во вторую фазу.

Самый крупный Жиландинский массив представляет собой почти правильный овал, срезанный на севере гранитами калбинского комплекса. Эндоконтактовая зона сложена гнейсовидными среднезернистыми плагиогранитами, иногда со струйчатым распределением биотита, центральная – крупнозернистыми массивными плагиогранитами. Возраст кунушского комплекса определен на территории Казахстана, где установлено прорывание массивами и дайками плагиогранитного состава отложений среднего карбона и пересечение их гранитами калбинского комплекса, а также приведена датировка уран-свинцовым методом (311 ± 11 и 306,7 ± 8,7 млн. лет) [Наумов, Ковалёва, Борисенко и др., 2009]. Наряду с тем, данная породная ассоциация в формационном плане и по составу сопоставляется с породами второй и третьей фаз волчихинского комплекса Рудно-Алтайской СФЗ. U-Pb изотопный возраст цирконов из плагиогранитов Жиландинского и Точкинского массивов кунушского комплекса демонстрируют даты 306 ± 8,7 и 299 ± 2,3 млн. лет, соответственно (SHRIMP-II) [Куйбида, 2009; Куйбида, Крук, Владимиров и др., 2009].

Рис. 32. Структурно-геологическая схема Зайсанской складчатой области и Алтайской аккреционно-коллизионной системы (составлена с учётом данных
Дьячкова и др., 2009; Куйбиды, 2009):
1 – гранитоидные батолиты калбинского и кунушского комплексов (массивы: I – Борисовский, II – Жиландинский, III – Кунушский); 2 – главные разломы, разграничивающие структурно-формационные зоны: (1 – Аркалыкский, 2 – Жарминский,
3 – Жанан-Бугазский, 4 – Боко-Байгузинский, 5 – Чарский, 6 – Западно-Калбинский,
7 – Калба-Нарымский, 8 – Иртышский, 9 – Кедрово-Бутачихинский,
10 – Локтевско-Зыряновский, 11 – Северо-Востчная зона смятия
(Белорецко-Маркакольский), 12 – Локтевско-Караиртышский); 3 – главные сдвиговые зоны с объёмным вязко- и хрупко-пластичным течением горных масс (ЖСЗ- Жарминская,
ЧСЗ – Чарская, ИСЗ – Иртышская). Структурно-формационные зоны Калбинского хребта: ЗКК – Западно-Калбинско-Коксентаусская, КНБ – Калба-Нарым-Бурчумская

Тоналиты средне-крупнозернистые, гнейсовидные, местами проявляют порфировидность (чаще всего на контактах с вмещающими породами). Структура гипдиоморфнозернистая. Плагиоклаз чаще всего зональный с андезином (41-46 % аноритового минала) в ядерной части и олигоклазом (25-33 % анортита) по периферии. Калиевый полевой шпат резко ксеноморфен (2-3 %) и соответствует ортоклазу (2 V = 52-57°). Из темноцветных преобладает биотит, встречающийся в виде мелкочешуйчатых и крупных листоватых обособлениях. По химическому составу варьирует от магнезиального лепидомелана до железистого биотита. Амфибол образует зёрна размерами от 0,2 до 1,2 мм имеет буровато-зелёный цвет и диагностируется обыкновенной роговой обманкой. Нередко замещается хлоритом и эпидотом по краям зёрен. Акцессории представлены ильменитом, сфеном, ортитом, апатитом, цирконом, редко –
магнетитом и сульфидами. Они относятся к весьма высокоглинозёмистым (Al2O3 – 17,23 %) породам нормального ряда натровой серии (Nа2О:К2О = 6,69). В них высокое отношение Sr/Y (126), Cr/Ni (2,99), повышенный коэффициент магнезиальности (Mg# = 0,53), нормированное относительно хондрита отношение (La/Yb)N высокое и достигает 8,75 (табл. 1), указывающее на сильно дифференцированный тип распределения РЗЭ в тоналитах. Отношение Eu/Eu* низкое и cоставляет 0,1. В них относительно низкое содержание рубидия (21 г/т), ниобия (1,4 г/т) и бария (201 г/т).

Плагиограниты в отличие от тоналитов не содержат амфибола. В них больше кварца и калиевого полевого шпата. Они характеризуются как весьма высокоглиноземистые породы нормального ряда натровой серии (Nа2О:К2О = 4,78) и низко плюмазитовой агпаитности (Ка = 0,62). Для плагиогранитов характерны широкие вариации отношений Sr/Y (от 27,9 до 176,6), Cr/Ni (от 0,74 до 2,87), коэффициента магнезиальности (Mg# от 0,20 до 0,60), нормированного относительно хондрита отношение (La/Yb)N от 8,1 до 21,45. Отношение Eu/Eu* ниже, чем в тоналитах, и варьирует от 0,039 до 0,081. В них наблюдаются низкие содержания и в то же время широкая вариация концентраций рубидия (от 21 до 105 г/т), ниобия (от 1,5 до 13 г/т) и бария (от 203 до 395 г/т).

Некоторые исследователи (В.В. Лопатников, Э.П. Изох и др.) в составе кунушского комплекса рассматривали только плагиограниты, плагиогранит-порфиры и тоналиты [Лопатников, Изох и др., 1982]. На территории Казахстана малые тела и рои даек данных пород слагают протяженный пояс северо-западного простирания в пределах Калбинского хребта и протягиваются на территорию Алтайского края (рис. 32, 33).

На территории Алтайского края наличие пород плагиогранитного состава, относящихся к кунушскому комплексу, установлено по результатам бурения (скв. 21) в северо-западной части Борисовского плутона (рис. 33). Данные породы локализованы среди гранитоидов первой фазы калбинского комплекса и приурочены к слабоконтрастной отрицательной гравиметрической аномалии, представляя собой, вероятно, небольшой останцовый массив докалбинского кунушского комплекса. Представлены они порфировидными и такситовыми биотитовыми плагиогранитами, по составу иногда варьирующими до биотитовых гранодиоритов, тоналитов и натровых гранитов с порфировидными зернами микроклина решетчатого строения. Биотитовые плагиограниты характеризуются резким доминированием нередко зонального плагиоклаза (50-60 %) над калиевым полевым шпатом, представленным микроклином (0-5 %) и кварцем (25-35 %). Плагиоклаз зонального строения имеет состав андезина в ядерной части (30-41 % анортитовой молекулы) и олигоклаза по периферии (22-29 % анортитовой молекулы). Темноцветные минералы представлены биотитом (5-10 %), нередко хлоритизированным и образующим скопления, акцессорные минералы – сфеном, ильменитом, апатитом, пиритом, пирротином. Кварц и микроклин обычно ксеноморфны, в отдельных случаях кварц образует скопления овальной формы.

Рис. 33. Схематическая геологическая карта района Борисовского плутона (по данным С.И. Федака, Г.Г. Русанова и др.):
1 – cероцветные алевролиты, полимиктовые песчаники, гравелиты конгломераты с прослоями лигнитов и бурых углей глушихинской свиты; 2 – лейкограниты
и умеренно-щелочные лейкограниты, граниты второй фазы калбинского комплекса;
3 – биотитовые граниты, меланограниты первой фазы калбинского комплекса; 4 – граниты гнейсовидные третьей фазы прииртышского комплекса; 5 – гранодиориты, тоналиты, плагиограниты приртышского комплекса второй фазы; 6 – сланцы метапелитовые,
кварц-эпидот-хлоритовые, серицитовые иртышского комплекса; 7 – гнейсы иртышского комплекса; 8 – альбитовые сланцы, гнейсы иртышского комплекса; 9 – плагиограниты, тоналиты кунушского комплекса; 10 – алевролиты, аргиллиты углисто-глинистые таубинской свиты и бакырчикской толщи не расчленённые; 11 – алевролиты, реже аргиллиты сильно углеродистые с прослоями песчаников агапактинской свиты; 12 – алевролиты углисто-глинистые с прослоями песчаников такырской серии; 13 – разломы

Химический состав биотитовых плагиогранитов кунушского комплекса Борисовского плутона характеризуется преобладанием натрия (Nа2О = 4,37 %) над калием (К2О = 1,93 %, соотношение Nа2О:К2О = 2,26), умеренной глиноземистостью (Кг = 1,03), низкими коэффициентами известковистости (Ки = 0,27) и агпаитности (Ка = 0,63), что наряду с другими данными позволяет предполагать принадлежность рассматриваемых пород тоналит-гранодиоритовой формации со стандартным I-типом гранитов раннеколлизионных обстановок и параллелизовать их с гранитоидами волчихинского комплекса Рудно-Алтайской СФЗ. По данным Г.Н. Щербы с соавторами, породы кунушского комплекса бедны летучими и редкими элементами при повышенных значениях меди, скандия, никеля, серебра и золота, с ними парагенетически связано золото-кварцевое и золото-сульфидно-кварцевое оруденение [Большой Алтай, 2000а; Большой Алтай, 2000б]. По данным Б.А. Дьячкова и др. [Дьячков, 2009] для плагиогранитов кунушского комплекса характерна геохимическая специализация на золото (концентрации Au в породах варьируют от 3 до 120 мг/т, в частности на Чердоякском месторождении; отмечены аномальная золотоносность интрателлурического биотита (Au – 59•10–7 %. По данным [Коробейников, Масленников, 1994; Куйбида, 2009] плагиограниты и тоналиты кунушского комплекса характеризуются повышенными концентрациями многих элементов в сравнении с породными типами других комплексов Восточного Казахстана: хрома, кобальта, никеля, цинка, свинца, меди. По двум монофракциям акцессорного пирита из Меридиональной дайки месторождения Бакырчик отмечаются повышенные концентрации мышьяка (от 100 до 150 г/т), золота (от 0,05 до 0,7 г/т), серебра (от 2 до 9 г/т), указывающие на специализацию указанных магматитов на золото.

Представительные анализы породных разновидностей различных массивов и дайковых образований адакитовых гранитоидов кунушского комплекса приведены в табл. 23.

Таблица 23

Представительные анализы адакитовых гранитоидов Калбы
(Казахстан и Алтайский край) (оксиды в масс. %, элементы – в г/т)

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории ИМГРЭ (г. Москва).
1 – биотитовый плагиогранит Кунушского массива; 2, 3 – биотитовые плагиограниты Жиландинского массива; 4, 5 – порфировидные биотитовые плагиограниты массива Точка; 6, 7, 8 – биотитовые плагиогранит-порфиры Меридиональной дайки месторождения Бакырчик; 9 – биотитовый плагиогранит Борисовского плутона; 10 – дайка тоналита Манатского дайкового пояса.

В целом плагиограниты и тоналиты характеризуются типичными чертами адакитовых гранитоидов – в них весьма низкие концентрации иттрия и иттербия, повышенные содержания мантийных элементов хрома, ванадия, никеля, кобальта. Нормированные к хондриту отношения лантана к иттербию варьируют от 8,1 до 21,45, указывающие на сильно дифференцированный тип распределения РЗЭ в породах. В них высокие отношения стронция к иттрию, которые варьируют от 27,9 до 176,6. Магнезиальное число колеблется от 0,25 до 0,6. Мультиэлементные спектры адакитовых гранитоидов Калбы демонстрируют обеднение более когерентными тяжёлыми РЗЭ, минимумы по U, Th, Be, Ta и Nb, максимумы по Zr, Hf, Cs,
Ba (табл. 20).

В последнее время установлено, что адакиты и адакитовые гранитоиды образуются в широком диапазоне Р-Т условий и их состав определяется первичным протолитом, за счёт которого происходило формирование адакитов. На этой основе среди них выделяются 2 группы: высококремнистые (HSA) и низкокремнистые (LSA). Высококремнистые адакиты характеризуются преимущественными содержаниями SiO2, превышающими 60 масс. %, а низкокремнистые – менее 60 масс. %. На диаграмме Sr – K/Rb – (SiO2/MgО)·100 адакитовые гранитоиды Калбы попадают в поле высококремнистых адакитов (рис. 34), показывая низкостронциевый состав, относительную деплетированность рубидием, высокие концентрации SiO2 и низкие отношения калия к рубидию [Martin, Smithies, Rapp et al., 2005].

На диаграмме K–Rb (рис. 35) все адакитовые гранитоиды описываемого района имеют небольшой разброс фигуративных точек на диаграмме и отчётливый тренд отношений калия к рубидию от ниже 100 до 100 и чуть выше, показывая умеренное калий-рубидиевое фракционирование и относительную слабую деплетированность рубидием в этом процессе. При этом увеличение K/Rb отношения в адакитовых гранитоидах Калбы наблюдается с уменьшением содержаний калия, что характерно для низкомагнезиальных адакитов [Rollinson, Tarney, 2005].

Рис. 34. Диаграмма Sr – K/Rb – (SiO2/MgO)·100 по Мартину Х. и др.
[Martin, Smithies, Rapp et al., 2005] для адакитовых гранитоидов Калбы. Поля адакитов:
I – высококремнистых, II – низкокремнистых:
1 – плагиограниты, 2 – тоналиты

Рис. 35. Диаграмма K–Rb по Х. Роллинсону и Дж. Тарней [Rollinson, Tarney, 2005]
для адакитов региона. Остальные условные см. на рис. 34

На диаграмме молекулярных отношений (4[Ca + Na] + 0,5[Fe + Mg])/Zr – (Si + Al)/Zr по Т. Брэдшоу [Bradshaw, 1992] адакитовые гранитоиды Калбы локализуются параллельно основному тренду фракционирования главных породообразующих минералов (клино-и ортопироксена, плагоклаза, калиевого полевого шпата) (рис. 36). При этом тоналиты и плагиограниты близки к значениям умеренной степени частичного плавления родоначального субстрата (порядка 3-5 %).

На диаграмме соотношений K2O–MgO все фигуративные точки составов адакитовых гранитоидов тяготеют к тренду низко калиевой фракционной кристаллизации при небольшой степени частичного плавления шпинелевого перидотита (рис. 37).

Рис. 36. Диаграмма молекулярных отношений (4 [Ca + Na] + 0,5[Fe + Mg])/Zr – (Si + Al)/Zr по Т. Бредшоу [Bradshaw, 1992] для адакитовых гранитоидов Калбы:
1 – плагиограниты, 2 – тоналиты; 3 – эволюционные тренды фракционирования;
4 – тренд увеличения степени частичного плавления; 5 – критическая линия раздела фракционирования главных минералов и циркона (при 68 масс. % SiO2); 6 – частный эволюционный тренд для адакитовых гранитоидов Калбы; 7 – тренды смешения расплавов

На спайд-диаграмме (рис. 38) и толеиты, и плагиограниты показывают Sr – не деплетированный и Y-деплетированный тип распределения химических элементов. Формирование таких гранитоидов предполагает верхнемантийный источник [Wyborn, Wyborn, Waren, Drummond, 1992] и исключает их островодужную или окраинно-континентальную природу. Выплавление таких магм происходит из источника, обогащенного гранатом, что подтверждается их деплетированностью на иттрий (рис. 35), и вероятно, связано с активностью мантии, инициированной плюмтектоникой.

По составу адакитовые гранитоиды Калбы относятся к тоналит-трондъемитовой серии магматитов, для которых применима метабазитовая модель формирования, предусматриваюшая возможность образования тоналит-плагиогранитоидных магм при дегидратированном плавлении мафических субстратов в диапазоне давлений от 3 до 25 кбар и температурах 900-1100 °С. По изотопно-геохимическим данным плагиогранитоиды кунушского комплекса относятся к + ?Nd – типу (?Nd(0) = +3,8; ?Nd(T) = +6,7) [Куйбида, 9; Куйбида и др., 2009], а по петрогеохимическим – к высокоглинозёмистым плагиогранитам [Barber, 1979]. Необходимым условием генерации плагигранитоидов такого типа служит высокое давление (больше или равное 10-12 кбар) и равновесие расплава с гранатсодержащим реститом.

Вертикальные линии справа показывают результаты частичного плавления перидотитов, основанных на средних составах ксенолитов по [Beard, Glazner, 1995] c отметками фракционирования при частичном плавлении. Жирные линии показывают тренды фракционной кристаллизации (оливин + плагиоклаз + клинопироксен, обусловленных оливином + плагиоклазом + клинопироксеном + амфиболом ± апатитом): высококалиевый и низкокалиевый. Все вариации K2O объясняются вариациями степени частичного плавления перидотитов, вызванных фракционной кристаллизацией, но не обогащением или деплетированием мантийного источника.

Рис. 37. Диаграмма K2O–MgO по [Putirka, Busby, 2007] для адакитовых гранитоидов Калбы

Адакитовые гранитоиды Калбы: 1 – плагиограниты, 2 – тоналиты.

Рис. 38. Спайд-диаграммы по [Wyborn, Wyborn, Waren, Drummond, 1992]
для адакитовых гранитоидов Калбы:
1 – плагиограниты, 2 – тоналиты

Cодержание TiO2 в природных магмах зависит от многих факторов, но в присутствии Ti-обогащённой фазы, его содержание контролируется растворимостью
Ti-обогащённой фазы в магмах. Растворимость же TiO2 в силикатных расплавах зависит, в основном, от температуры и состава расплава [Xiong, Keppler et all, 2007]. Так архейская тоналит-трондъемит-гранодиоритовая (TTG) серия пород, являющаяся магмами раннего периода построения Земной коры, являлись продуктом частичного плавления метабазальтов в субдуцированной коре и характеризовались сильным деплетированием Nb, Ta и Ti относительно других элементов близких по совместимости. Предварительные эксперименты по плавлению трондъемитов и тоналитов продемонстрировали, что рутил является необходимой остаточной фазой, ведущей к Nb-Ta деплетированию [Xiong, Keppler et all, 2007]. По соотношению TiO2 и коэффициенту FM (FM = (1/Ti)•[Na + K + 2(Ca + Fe + Mn + Mg)]/Al (где катионы представлены в атомных количествах) плагиогранитоиды Калбы тяготеют к тренду трондъемита с кристаллизацией при температуре 900 °С и давлении 2 GPa при 10-20 % H2O.

Таким образом, ранее выделявшиеся плагиогранитоиды кунушского комплекса в пределах Западной Калбы классифицируются адакитовыми гранитоидами, имеющими типичные черты химизма эффузивных адакитов высококремнистового типа.

Генерация адакитовых магм вызывает в настоящее время неоднозначную трактовку. На генезис адакитовых пород существуют 4 точки зрения. Первая из них трактует образование адакитовых пород путём плавления подплитных базальтов [Haschke, Ben-Avraham, 2003]. Вторая точка зрения рассматривает адакиты как результат плавления субдуцированного слэба на небольших глубинах [Martin, Moyen, 2003]. Третья точка зрения отражает модель возрастающего плавления субдуцирующего слэба, в котором отмечается переход от процесса дегидратации слэба к частичному плавлению [Rollinson, Tarney, 2005]. На основе изучения изотопных характеристик пород адакитового и близкого составов предложена модель образования адакитовых лав надсубдукционных комплексов в результате плавления флюид-метасоматизированного мантийного клина [Benoit M., Aguillon-Robles A., Pallares-Ramos C. et al., 2003]. На основании моделирования определены условий образования адакитовых магм путём частичного плавления слэба. Установлено, что адакитовые магмы образуются на глубинах 25-90 км при давлениях ниже стабильности граната (6-28 GPa) и температурах от 650 до 1050 °С [Thorkelson, Breitsprecher, 2005]. При этом придаётся важное значение восходящему мантийному потоку.

Данные по адакитовым гранитоидам Калбы позволяют склониться к комбинированному механизму их генерации. Ближе всего комбинация третьей и четвёртой точек зрения – модели возрастающего плавления субдуцирующего слэба, в котором отмечается переход от процесса дегидратации слэба к частичному плавлению и значительной роли метасоматизирующих флюидов мантийного клина в формировании адакитовых гранитоидов. Такими флюидами могли быть трансмагматические флюиды, участвовавшие в генерации поздних фаз становления глубинных магматических очагов в виде дайковых образований, подтоку более восстановленных флюидов, игравших важную роль в формировании наиболее концентрированного и масштабного оруденения бакырчикского типа.

Полученные данные не противоречат формированию адакитовых гранитоидов и парагенетически с ними связанного золотого оруденения в рамках магмо-флюидодинамической концепции рудообразования, обязанной функционированию плюмтектоники [Гусев, Гусев, 2005]. Значительное деплетирование HREE в адакитовых гранитоидах Калбы указывает на то, что в их образовании важную роль играли минералы, у которых коэффициент распределения (KHREEmin/liq) в системе минерал/расплав выше 1. Таким минералом является гранат, который стабилен в перидотитах при высоком давлении. Гранат является главной мантийной фазой, которая может обогащать магму лёгкими РЗЭ и деплетировать тяжёлыми РЗЭ.

Адакитовые гранитоиды Калбы и углеродисто-терригенные толщи, вмещающие золото-черносланцевые объекты Казахстана, зарегистрированы на территории Алтайского края, указывая на перспективы обнаружения подобных золоторудных объектов и в Российской части погружённого Калбинского хребта под четвертичные образования.