Научный журнал
Международный журнал прикладных и фундаментальных исследований

ISSN 1996-3955
ИФ РИНЦ = 0,580

ГЕОХИМИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ ВЫСОКО-MG ДИОРИТОВ ГОРНОГО АЛТАЯ

Гусев А.И. 1
1 Алтайская государственная академия образования им. В.М. Шукшина
Приведены данные о химическом составе пород и минералов даек высоко-Mg диоритовых порфиритов в составе усть-беловского комплекса позднего девона. В породах присутствуют минимум две генерации клинопироксенов и плагиоклазов, a также ксенокристаллы оливина. Клинопироксены обладают нормальной и реверсивной зональностью. Ассимиляция кислым расплавом дунитов и гарцбургитов подтверждается наличием ксенолитов этих пород и проявлением в кристаллах с реверсивной зональностью, где в промежуточных зонах кристаллов увеличение Mg# сопровождается резким возрастанием Cr и Ni. В этих же зонах кристаллов проявлен и тетрадный эффект фракционирования РЗЭ М-типа.
высоко-Mg диориты
дайки
оливин
клинопироксен
редкоземельные элементы
несовместимые элементы
тетрадный эффект фракционирования РЗЭ М-типа
1. Гусев А.И. Металлогения золота Горного Алтая и южной части Горной Шории. – Томск: Изд-во STT, 2003. – 308 с.
2. Гусев А.И., Попов С.В., Дзагоева Е.А., Белозерцев Н.В. Петрология и рудоносность магмо-рудно-метасоматических систем Талицко-Бащелакского района Алтая. – Бийск: Изд-во БПГУ, 2010. – 205 с.
3. Гусев А.И. Эдиганский массив гранитоидов в Горном Алтае: петро-геохимия, петрология и рудоносность // Природные ресурсы Горного Алтая: геология, геофизика, экология, минеральные, водные и лесные ресурсы Алтая. – Горно-Алтайск, 2011. – № 1. – С. 23–31.
4. Гусев А.И. О двух подтипах гранитоидов усть-беловского комплекса Горного Алтая //Алтай: экология и природопользование. – Бийск: ФГБОУ ВПО «АГАО», 2015. – С. 68–74.
5. Anders E., Greevesse N. Abundences of the elements: meteoric and solar // Geochim. Cosmochim. Acta. – 1989. – Vol. 53. – Р. 197–214.
6. Blundy J.D., Holland J.B. Calcic amphibole equilibrium and a new amphibole–plagioclase geothermometer // Contributions to Mineralogy and Petrology. – 1990. – Vol. 104. – P. 208–224.
7. Irber W. The lanthanide tetrad effect and its correlation with K/Rb, Eu/Eu*, Sr/Eu, Y/Ho, and Zr/Hf of evolving peraluminous granite suites // Geochim Cosmochim Acta. – 1999. – Vol. 63. – № 3/4. – P. 489–508.
8. Macpherson C.G. Lithosphere erosion and crustal growth in subduction zones: Insights from initiation of the nascent East Philippine Arc // Geology. – 2008. – Vol. 36. – P. 311–314.
9. Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic discrimination of granitoids // Geological Soc. America Bulletin. – 1989. – Vol. 101. – P. 635–643.
10. Qian Q., O’Neill H., Hermann J. Comparative diffusion coefficients of major and trace elements in olivine at ~950 °C from a xenocryst included in dioritic magma // Geology, 2010. – Vol. 38. – P. 331–334.
11. Villaseca C., Barbero L., Herreros V. A re-examination of the typology of peraluminous granite types in intracontinental orogenic belts // Trans. of Royal Soc. of Edinburg Earth Science, 1998. – Vol. 89. – P. 113–119.

Исследование состава породообразующих минералов изверженных пород весьма важно, так как в них сохраняется своеобразный «геном», позволяющий реставрировать генезис горных пород. Впервые описываемые для Алтайского региона высоко-Mg породы отличаются (помимо высоких концентраций магния) от всех остальных диоритоидов появлением высокомагнезиальных минералов – оливина и ортопироксена. Другой отличительной особенностью их является присутствие включений гарцбургитов и аподунитов размерами 0,5–1,5 см. в матриксе диоритовых порфиритов. Актуальность исследований определяется не только необычностью состава этих пород, но и пространственной и парагенетической связью с ними проявлений железно-оксидно-медно-золоторудного класса (IOCG) [3]. Цель исследований – на основе детальных геохимических и петрологических исследований выяснить особенности их петрогенезиса.

Результаты исследований и их обсуждение

Высоко-Mg диориты и диоритовые порфириты в Горном Алтае представлены дайками, сопровождающими массивы гранитоидов усть-беловского комплекса позднего девона в Чарышском, Рыбалкинском и Эдиганском ареалах [3, 4]. Это массивные однородные породы образуют линзовидные тела протяжённостью от нескольких десятков метров до 100 м. Состав (%): плагиоклаз – 50–57, роговая обманка – 18–20, клинопирксен – 7, ортопироксен – 3–5, оливин – 2–3, калиевый полевой шпат – 2–3, кварц до 2. Интрателлурическая фаза диоритовых порфиритов представлена крупными таблитчатыми выделениями зонального плагиоклаза размерами до 1–1,5 см, ксенокристаллами оливина и клинопироксена. В ядрах плагиоклаза присутствует лабрадор (An60-53), редко битовнит (An73-78). Периферическая каёмка зональных кристаллов выполнена андезином (An32-43). Вторая генерация плагиоклаза, распространённого в основной ткани породы, представлена полисинтетически сдвойникованным андезином (An38-45). Калиевый полевой шпат представлен несдвойникованным микроклином, реже – микроклин-пертитом. Среди темноцветных минералов доминирует роговая обманка, реже отмечаются клинопироксен (авгит с f = 31,5–33,3; l = 2,0–2,1) и ортопироксен (клиногиперстен с железистосстью f = 48,0–48,2; глинозёмистостью l = 1,02–1,1). Клинопироксен двух генераций, имеет нормальную и реверсивную зональность. Бурая роговая обманка (паргасит с f = 35,0–36,4 и l = 17,2–17,7) имеет призматические и таблитчатые выделения. Замещается эпидотом и хлоритом. В диоритовых порфиритах с очень высокими концентрациями магния встречаются ксенокристы зонального оливина с высоким содержанием форстеритового минала (Fo 89–86). Зональность чаще всего осцилляционная – типично магматогенная, реже – нормальная и реверсивная. Акцессории редки и представлены апатитом, магнетитом, сфеном.

Представительные анализы высоко-Mg диоритовых порфиритов сведены в табл. 1.

Таблица 1

Химический состав даек высоко-Mg диоритов (оксиды мас. %, элементы – г/т)

Компоненты

1

2

3

4

5

6

7

8

SiO2

55,1

55,02

55,6

54,5

54,9

53,7

53,5

54,1

TiO2

0,8

0,55

0,7

0,7

0,63

0,65

0,64

0,78

Al2O3

16,03

14,91

14,3

14,35

14,46

13,2

13,1

15,9

Fe2O3

2,73

2,95

2,65

2,6

2,3

2,4

2,4

2,3

FeO

5,7

6,01

5,97

5,8

5,9

5,8

5,9

6,1

MnO

0,16

0,17

0,15

0,12

0,12

0,12

0,13

0,20

MgO

5,9

7,03

6,95

8,5

7,4

10,1

10,2

7,5

CaO

5,5

6,9

5,8

6,4

6,7

6,5

6,48

8,9

Na2O

2,73

1,97

2,45

3,45

3,48

3,2

3,17

2,7

K2O

1,91

1,0

2,2

2,35

2,62

2,41

2,4

0,89

P2O5

0,13

0,11

0,12

0,3

0,31

0,3

0,28

0,16

Li

13,1

14,1

14,5

12,1

15,3

15,4

14,9

1,0

Be

1,2

1,31

1,2

1,3

1,4

1,3

1,25

0,8

Sc

39,5

39,8

35,5

19,4

21,5

19,7

18,9

30,3

V

235

230

203

170

185

150

162

243

Cr

245

235

515

400

320

540

530

525

Co

34

33

35

36,2

34,5

37,5

43,3

44

Ni

92

89

115

251

190

320

348

350

Cu

23

25

31

52

46

50

49

50

Ga

14,3

14,6

14,7

17,5

17,8

16,5

16,1

16,0

Rb

27,5

28,1

44,5

54,1

62,0

55,1

55,5

17,8

Sr

490

480

465

670

770

670

720

653

Y

17,3

17,5

17,9

15,7

15,5

14,3

14,8

15,2

Zr

74,8

75,5

99,5

110

112

121

110

106

Nb

4,0

4,1

5,1

5,11

5,0

4,8

5,03

4,9

Cs

1,8

1,93

1,5

1,75

0,8

1,95

1,63

1,54

Ba

475

470

405

1075

1020

830

1030

976

La

12,65

12,61

16,5

25,4

26,2

24,6

25,3

20,5

Ce

26,6

25,3

32,3

49,8

51,0

49,2

48,2

29,3

Pr

3,2

3,11

4,1

6,3

6,4

6,2

6,25

4,2

Nd

14,1

13,2

16,6

24,1

25,0

22,6

25,0

10,7

Sm

2,9

2,7

3,6

4,83

5,11

4,4

4,97

4,3

Eu

0,9

0,8

0,95

1,41

1,5

1,4

1,41

0,97

Gd

3,1

2,9

3,9

3,78

4,0

3,8

3,73

2,3

Tb

0,55

0,52

0,6

0,56

0,58

0,52

0,54

0,66

Dy

3,7

3,2

3,75

2,96

2,9

2,8

2,85

3,7

Ho

0,63

0,62

0,81

0,59

0,6

0,55

0,55

0,92

Er

1,9

1,85

2,4

1,61

1,6

1,41

1,5

2,3

Tm

0,29

0,3

0,37

0,25

0,24

0,21

0,24

0,42

Yb

1,78

1,75

1,78

1,65

1,58

1,35

1,56

1,41

Lu

0,28

0,3

0,35

0,24

0,25

0,21

0,24

0,32

Hf

2,0

2,1

3,0

2,82

2,9

3,1

2,75

3,0

Ta

0,31

0,3

0,47

0,25

0,37

0,27

0,26

0,5

W

0,43

0,42

0,75

0,8

1,0

1,1

1,11

2,0

Th

4,0

3,5

5,2

2,7

3,4

2,45

2,5

3,8

U

1,0

1,01

1,5

0,62

0,84

0,71

0,73

1,1

Mg#

50,8

52,6

60,5

69,2

66,3

72,8

73,2

50,9

Nb/La

0,32

0,32

0,31

0,2

0,19

0,2

0,2

0,24

La/Yb

7,1

7,2

9,3

15,4

16,6

18,2

16,2

14,5

Sr/Y

28,3

27,4

26,0

42,7

49,7

46,8

48,6

42,9

Dy/Yb

2,08

1,83

2,1

1,79

1,83

2,07

1,82

2,6

(La/Yb)N

4,7

4,8

6,12

10,2

10,9

12,01

10,7

9,6

Th/U

4,0

3,4

3,5

4,35

4,05

3,45

3,42

3,45

Eu/Eu*

0,93

0,88

0,78

0,98

0,99

1,03

0,97

0,86

TE1,3

1,04

1,00

0,95

0,98

0,96

0,98

0,96

0,97

Примечание. 1–4 дайки диоритовых порфиритов Чарышского ареала; 5–7 – дайки диоритовых порфиритов Эдиганского ареала; 8 – диоритовые порфириты Рыбалкинского ареала. Mg# = (100 Mg)/(Mg + Fe). ЗначенияРЗЭ нормированы по хондриту по [5]. Eu* = (SmN + GdN)/2. TE1,3 – тетрадный эффект фрационваня редоземельных элемнтов, как среднее между первой и третьей тетрадами по [7].

В них натрий преобладает над калием. Повышенные отношения (La/Yb)N указывают на дифференцированный тип распределения редкоземельных элементов (РЗЭ). Вариабельные содержания алюминия сопровождаются повышенными концентрациями Сr, Ni, Co, Vи коэффициента Mg# (от 50,8 до 73,2). Эти признаки характерны для основных-ультраосновных магм. В то же время наличие в интерстициях зёрен полевых шпатов кварца свидетельствует и о признаках кислых расплавов, участвовавших в генерации высокомагнезиальных диоритовых порфиритов. Значения тетрадного эффекта фракционирования (ТЭФ) редкоземельных элементов (РЗЭ) имеет не значимые величины (не превышающие 1,1 и не имеющие значения менее 0,9). Значения отношений Eu/Eu*, как правило, менее 1 и только в одной дайке Эдиганского ареала слабо превышает 1.

В диоритах отношение Y/Nb варьирует 2,94 до 4,3, что свидетельствует о контаминированном источнике первоначальной магмы мантийного происхождения и указывает на фракционирование клинопироксена или амфибола. Отношение Ce/Nb в диоритах увеличивается от 6,2 до значения 10,25 и указывает на фракционирование титан-обогащённых фаз (титаномагнетит, сфен, ильменит).

На канонических диаграммах высокомагнезиальные диоритовые порфириты однозначно попадают в поля: высокоглинозёмистых (рисунок, а) и магнезиальных (рисунок, б) пород.

Для решения некоторых петрологических задач изучены зональные кристаллы клинопироксена и оливина и незональной роговой обманки, представительные анализы которых сведены в табл. 2.

В оливине очень высокие концентрации элементов типичных для ультраосновных магм – никеля, кобальта, хрома. Никеля в ядре кристалла 3565 г/т, a по периферии зонального кристалла 3879 г/т, хрома (312 и 988 г/т, соответственно), кобальта (147,7 и 135, 2 г/т, соответственно) (табл. 2). В то же время в оливине весьма низкие концентрации Y, Sr, Rb, Nb, Zr, Ba.

Клинопироксен, преимущественно, диопсидового ряда со значительной вариабельностью состава (Wo43·0–49·6 En37·3–49·1 Fs6·2–22·2) с низкими концентрациями оксидов Al, Ti, Na. В зональных кристаллах от ядра к периферии уменьшаются Mg#, Ni, Cr, в то время как несовместимые элементы (Sr, Zr, Hf, Ti, Y, TR) – увеличиваются. Не зональная роговая обманка характеризуется повышенными концентрациями Ti, V, Sr, Ba, Zr в сравнении с другими минералами. Значимые величины тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ выявляются в промежуточных зонах зональных кристаллов в клинопироксенах и в оливине.

pic_36.wmf pic_37.wmf

1.wmf

а б

Рисунок. а – диаграмма Al2O3/(N2O + K2O) – Al2O3/(N2O + K2O + CaO) по [9]; б – диаграмма SiO2 – Fe2O3/(Fe2O3 + MgO) по [11] для высоко-Mg диоритовых порфиритов . Диоритовые порфириты даек ареалов: 1 – Чарышского; 2 – Эдиганского; 3 – Рыбалкинского

Таблица 2

Представительные анализы породообразующих минералов высоко-магнезиальных диоритов (оксиды, масс. %, г/т)

 

Клинопироксен-2

Клинопироксен-1

Оливин

Рог. обм

1

2

3

4

5

6

7

8

9

SiO2

54,33

54,79

53,92

52,01

54,11

52,72

40,1

TiO2

0,07

0,09

0,12

0,4

0,12

0,35

1,45

Al2O3

0,83

0,85

1,04

2,43

1,45

2,04

13,98

Cr2O3

0,65

0,55

0,01

0,01

0,63

0,08

н/ч

FeO

3,56

3,85

7,7

8,1

4,2

8,12

16,34

MnO

0,13

0,1

0,31

0,22

0,13

0,38

0,33

MgO

17,3

19,64

14,7

14,2

16,77

14,85

9,96

CaO

23,64

23,25

22,65

23,1

23,5

21,83

11,34

Na2O

0,27

0,26

0,59

0,48

0,37

0,48

2,32

K2O

н/ч

н/ч

н/ч

н/ч

н/ч

н/ч

1,0

Li

13,3

8,32

10,6

8,61

9,65

8,34

2,83

8,35

11,6

Be

0,15

0,1

2,34

0,2

0,05

0,11

3,25

0,1

0,66

Sc

73,5

66,1

103

106

72,9

81,3

2,22

66,6

38,2

Ti

1950

1050

770

2590

1180

1740

49,5

44,2

8300

V

207

115

184

229

166

191

56

34

306

Cr

125

3170

26,1

4,08

2510

1720

312

988

45,3

Co

41,0

32,4

28,4

44,2

41,8

40,1

147,7

135,2

44,5

Ni

42,9

129

18,0

10,9

106

121

3565

3879

27,2

Cu

23,5

97,8

17,6

26,5

99,7

20,5

21,5

34,8

45

Rb

0,070

0,154

0,141

н/ч

н/ч

н/ч

н/ч

н/ч

3,95

Sr

93,7

72,9

21,0

95,9

74,1

87,9

56,9

66,8

235

Y

8,6

4,34

41,2

10,8

4,21

6,82

0,06

0,2

22,8

Zr

12,7

2,65

33,3

16,2

3,0

6,81

0,30

0,2

38,1

Nb

0,014

0,023

0,032

0,012

0,027

0,02

0,012

0,11

2,94

Ba

1,61

1,8

1,44

0,59

0,08

0,06

1,23

1,9

269

La

1,42

0,75

7,6

2,10

0,66

1,15

1,23

0,66

4,95

Ce

6,11

3,12

30,0

8,65

2,7

4,66

5,15

2,15

20,9

Pr

1,15

0,61

5,61

1,73

0,52

0,91

1,11

0,6

3,59

Nd

7,4

3,05

30,4

10,7

3,04

5,6

6,39

3,10

20,5

Sm

2,24

1,21

7,31

3,4

1,06

1,80

1,44

1,11

5,63

Eu

0,81

0,45

1,61

1,06

0,38

0,60

0,81

0,46

2,21

Gd

2,23

1,25

9,51

3,35

1,20

1,83

1,43

0,69

5,66

Tb

0,31

0,17

1,36

0,44

0,15

0,26

0,31

0,16

0,75

Dy

2,04

1,04

8,69

2,62

0,91

1,51

2,02

1,07

4,84

Ho

0,37

0,17

1,6

0,45

0,17

0,28

0,29

0,09

0,94

Er

0,95

0,46

4,51

1,15

0,41

0,76

0,87

0,38

2,51

Tm

0,13

0,05

0,63

0,14

0,06

0,09

0,12

0,04

0,34

Yb

0,77

0,35

4,31

0,84

0,34

0,54

0,68

0,27

2,15

Lu

0,11

0,05

0,66

0,11

0,05

0,08

0,1

0,04

0,32

Hf

0,63

0,14

2,64

0,78

0,16

0,35

0,56

0,11

1,67

W

0,15

0,19

0,41

0,61

4,44

0,11

0,13

0,16

0,10

Th

0,02

0,03

0,07

0,02

0,01

0,02

0,02

0,03

0,03

U

0,01

0,01

0,02

0,01

н\ч

0,01

0,01

0,01

0,01

Mg#

89,8

88,7

77,5

75,9

87,9

76,8

60,8

Nb/La

0,09

0,031

0,04

0,006

0,041

0,017

0,009

0,17

0,59

La/Yb

1,84

2,14

1,76

2,5

1,94

2,13

1,8

2,44

2,13

Sr/Y

10,9

16,8

0,51

8,9

17,6

12,9

948

334

10,3

Dy/Yb

2,65

2,97

2,01

3,12

2,67

2,79

2,97

3,96

2,25

(La/Yb)N

1,21

1,41

1,16

1,68

1,28

1,4

1,19

1,6

1,52

Th/U

2,0

3,0

3,5

2,0

2,0

2,0

3,0

3,0

Eu/Eu*

1,09

1,12

0,6

0,96

1,05

1,01

1,73

1,52

1,2

TE1,3

1,06

1,14

1,09

1,05

1,46

1,05

1,28

1,46

1,06

Примечание. Прочерк – анализы не проводились, н/ч – содержания ниже чувствительности определения. Зоны в минералах:

1, 4, 7 – ядро; 2, 5 – средние части между ядром и краевой каёмкой; 3, 6, 8 – краевые части кристаллов; Рог. обм. – роговая обманка.

Петрографические наблюдения по взаимоотношениям минералов и особенностям макро- и микроэлементного составов позволяет наметить последовательность кристаллизации клинопироксенов. Первым в этой последовательности кристаллизовался клинопироксен-1, для которого характерны низкие значения Mg# в ядре кристаллов (табл. 2). Вторым кристаллизовался клинопироксен-2, для которого характерны более высокие величины Mg# и низкие в средней части и по периферии зональных кристаллов. В соответствии с геобарометром Al – в роговой обманке давление при кристаллизации высоко-Mg диоритов составляло ~9 кбар. Согласно двупироксеновому геотермометру (при условии равновесия с роговой обманкой) температура криcталлизации оценивается в 900 °С [6].

В оливине наблюдается увеличение от ядра к периферии концентраций Sc, Y, Cr, Ni (табл. 2). Оливин в высоко-Mg диоритах Алтайского региона является ксенокристаллом и имеет мантийное происхождение. Содержания Y увеличиваются от ядра зонального кристалла к периферии более чем в 3 раза. Увеличение Sc, Y и других элементов от ядра к периферии объясняется диффузионно-связанной трансформацией мантийного оливина в магматической камере, согласно экспериментальным данным [10]. Изотопные данные Sr, Pb и Nd в магматитах усть-беловского комплекса реставрируют первичный мантийный протолит (источники мантии типа EM II), претерпевший частичное плавление. Генерирование этих магм происходило в результате возникновения на границе ядра и нижней мантии суперплюма в раннем – среднем ордовике [1].

Резорбция мантийных дунитов и ксенокристаллов оливина в кварц-содержащем высоко-магнезиальном диорите указывает на важное петрологическое свидетельство для генерации высоко-Mg диоритов региона через ассимиляцию мантийных перидотитов фельзическим расплавом. Это фиксируется в кристаллах с реверсивной зональностью, когда в промежуточной зоне таких кристаллов увеличение Mg# сопровождается резким возрастанием Cr и Ni. При указанной ассимиляции не происходило фракционирование граната о чём свидетельствуют значения Dy/Yb, варьирующие от 2,67 до 3,12 согласно [8]. Все указанные признаки свидетельствуют о том, что клинопироксен –1 с реверсивной зональностью кристаллизовался не в мантийных условиях, а в пределах нижней коры (где давление не превышало 10 кбар). Скорее всего, такими ассимилированными ультрабазитами были офиолиты позднерифейско-раннекембрйского комплекса (νσ R3–Є1), претерпевшими метаморфизм в эклогитовой фации, и обнажающимися вблизи Рыбалкинского и Эдиганского ареалов. Ранее нами установлено, что габброиды усть-беловского комплекса, к которому относятся и высоко-Mg диориты, выплавлялись из кварцевого эклогита [2].

Выводы

1. Высоко-Mg диориты Горного Алтая представлены дайками диоритовых порфиритов, содержащими в своём составе клипироксен, ортокпироксен и ксенокристаллы оливина, a также кварц в основной такни пород. Они относятся к гипералюминиевому и магнезиальному типу горных пород.

2. В породах не проявлены значимые величины ТЭФ РЗЭ, а в кристаллах оливина и в промежуточных частях зональных кристаллов клинопироксенов проявлены значимые величины М-типа ТЭФ РЗЭ, совпадающие с процессом ассимиляции кислой магмой дунитов.

3. Высоко-Mg диориты Горного Алтая формировались путём ассимиляции дунитового материала офиолитов (R3-Є1), претерпевшими метаморфизм в эклогитовой фации, кислым расплавом.


Библиографическая ссылка

Гусев А.И. ГЕОХИМИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ ВЫСОКО-MG ДИОРИТОВ ГОРНОГО АЛТАЯ // Международный журнал прикладных и фундаментальных исследований. – 2016. – № 1-2. – С. 204-209;
URL: http://www.applied-research.ru/ru/article/view?id=8350 (дата обращения: 03.03.2021).

Предлагаем вашему вниманию журналы, издающиеся в издательстве «Академия Естествознания»
(Высокий импакт-фактор РИНЦ, тематика журналов охватывает все научные направления)

«Фундаментальные исследования» список ВАК ИФ РИНЦ = 1.074