Геохимическая характеристика гранитоидов редко метальной формационной группы

Интрузии редкометальной группы сложены адамеллитами (71—73% SiO2), лейкогранитами (> 73% SiO2) и ультракислыми лейкогранитами (> 74% SiO2). Адамеллиты содержат приблизительно равные количества плагиоклаза (андезин-олигоклаз) и калишпата, 6—7% биотита и около 1% мусковита. В лейкогранитах калишпат заметно преобладает над кислым плагиоклазом (альбит-олигоклаз), содержание биотита составляет 2—4%.

В редкометальной группе доминируют адамеллитовые интрузии кукульбейского комплекса (см. табл. 3; рис. 3 и 4), распространенные в пределах Центрального и Восточного Забайкалья (см. рис. 2, б, в). Редкометальные интрузии ультракисых лейкогранитов, представляющие харалгинский и асакан-шумиловский комплексы (табл. 3; рис. 3, 4) в Даурской структурно-формационной зоне, сравнительно малочисленны).

Как следует из рис 4, всем разновидностям редко метальных гранитов свойственна повышенная калиевость при близких к кларковому уровню содержаниях натрия. Главной отличительной петрохимической особенностью интрузий адамеллитового состава является их повышенная глино-земистость (пологий, удлиненный влево вектор в правой части диаграммы рис. 3). Минералогически повышенная глиноземистость коррелируется с повышенным содержанием в адамеллитах слюд (биотита или биотита с мусковитом).

Ранее было показано, что сопровождающее редко метальные интрузии оруденение в большинстве случаев непосредственно ассоциирует с их поздними дифференциатами, представленными двуслюдяными и мусковитовыми гранитами купольных выступов (фация гранитов ГФ), биотитовыми и двуслюдяными мелко-среднезернистыми гранитами ФДИ, разновидностью которых являются пегматитоносные мусковитовые граниты, и небольшими интрузиями ЗФ, представленными штоками амазонитовых гранитов и субвулканическими телами ультраредкометальных гранит-порфиров и кварцевых порфиров. Среди последних, как уже отмечалось выше, автором различаются онгониты, в которых содержания Na2O > K2O, и эльваны, характеризующиеся обратным соотношением щелочей (K2О > Na2О).

Особенности химического состава перечисленных дифференциатов редкометальных интрузий охарактеризованы данными табл. 13 и диаграммами рис. 15 и 16. Мусковитовые граниты купольной фации ГФ и пегматитоносные мусковитовые граниты ФДИ представляют ультракислые дифференциаты адамеллитовых редко метальных интрузий. При этом характерной отличительной особенностью пегматитоносных гранитов является их повышенная натриевость и соответственно пониженная калиевость что минералогически выражается в резком преобладании альбита в составе полевых шпатов.

Состав биотитовых разновидностей гранитов ФДИ, как правило, близок к составу гранитов ГФ. Аналогичным образом состав субвулканических дифференциатов ЗФ (онгонитов и эльванов) также близок к составу грани тов ГФ, откуда можно заключить, что очага остаточных расплавов ЗФ докализовались не в купольных выступах, где формировались наиболее кислые дифференциаты, а во внутренних зонах редкометальных интрузий. В частности, эльваны Ингодинской апофизы характеризуются заметно более основным составом по сравнению с гранитами ГФ Ингодинского массива (табл. 13, рис. 16). Данные рис. 16 иллюстрируют очевидные петрохимические различия между натриевыми и калиевыми разновидностями гранитпорфиров и кварцевых порфиров ЗФ — онгонитами и эльванами. Онгониты (Адунчелонско-Шерловогорская и Шумиловская интрузивные системы, табл. 13, ан. 7, 13) характеризуются резко повышенными содержаниями натрия и пониженными (до кларкового уровня) содержаниями калия. Эльванам (Ингодинская система, ан. 10), напротив, свойственны резко повышенные содержания калия при кларковом уровне концентраций натрия. Как будет показано ниже, эльвановые поздние дифференциаты более типичны для существенно оловоносных редкометальных гранитных интрузивных систем. Согласна В.И. Коваленко, онгониты являются субвулканическими аналогами литионит-микроклин (амазонит)-альбитовых гранитов (алогранитов, по А.А. Беусу и др.,), в которых обогащенность натрием выражена еще более резко, чем в онгонитах (рис. 16). Как известно, особенности состава амазонитовых гранитов связываются А.А. Беусом и его коллегами с процессами альбитизации и других метасоматических изменений, изучение геохимии которых представляет ввиду сложности и интенсивности этих процессов самостоятельную задачу Поэтому геохимия этих гранитов в настоящей работе подробно не рассматривается.

Все поздние дифференциаты интрузий адамеллитового состава (кукульбейский комплекс), включая онгониты и амазонитовые граниты, наследуют наиболее характерную особенность их состава — высокую глиноземистость (см. рис. 15). Благодаря замене на петро химических диаграммах А.Н. Заварицкого параметра "b'" на параметр "b'". Д.С. Штейнберга, однозначно выявляется существенно лейкократовый характер исходных расплавов адамеллитов и возрастание степени отдифференцированности мусковитовых гранитов купольных выступов и ФДИ по сравнению с ада-меллитами ГФ. Сохраняющаяся высокая глиноземистость субвулканических поздних дифференциатов-онганитов подтверждает первично магматическую, а не наложенную природу высокой глиноземистости редкометальных интрузий адамеллитового состава кукульбейского комплекса.

Как следует из диаграммы рис. 15, редко метальные ультракислые лейкогранитные интрузии Даурской зоны отличаются от интрузий адамеллитовой группы более высокой общей щелочностью гранитов, характеризующихся, кроме того, повышенной железистостью (короткие векторы в правой части диаграммы). Соответственно поздние дифференциаты (мелкозернистые граниты ФДИ и онгониты ЗФ) полностью наследуют эти особенности лейкогранитов ГФ редкометальных интрузий.

Таким образом, устанавливаются отчетливые петрохимические различал редкометальных интрузий, развитых соответственно в Даурской структурно-формационной зоне Центрального Забайкалья и в Агинской и Аргунской зонах. He вдаваясь в подробный анализ возможных причин этих различий, следует подчеркнуть, что основное геологическое развитие двух названных крупных структурно -формационных подразделений оловянновольфрамового пояса Забайкалья состоит в резком преобладании на территориях Агинской и Аргунской зон, где развиты редкометальные интрузии адамеллитового состава, более древних терригенных песчано-сланцевых образований, тогда как территория Даурской зоны сложена преимущественно палеозойскими и раннепалеозойскими гранитоидами даурского и кыринского комплексов, служившими вмещающей средой для интрузий редкометальных лейкогранитов повышенной щелочности (асакан-шушловский и харалгинский комплексы).

Редко элементный состав части интрузий кукульбейского комплекса впервые на количественной основе был охарактеризован в работе A. A. Seyса и А,А, Ситнина, а несколько позднее — М.И. Кузьминым и B.C. Антипиным. Подробная геохимическая характеристика гранитов редко-метальных интрузий Центрального Забайкалья дана в работах автора с Л.Н. Свадковской.

Главной отличительной геохимической особенностью гранитов редкометальных интрузий является их редкометальность, выражающаяся в повышенных концентрациях в гранитах всех или большинства гранитофильных элементов (табл. 14), превышающих кларковый уровень в 1,5-4 раза и более (табл. 15). Другой важной геохимической особенностью гранитов редкометальных интрузий, как и большинства лейкогранитов вообще, являются пониженные относительно кларкового уровня содержания бария и стронция. Благодаря концентрации типичного гранитофильного элемента рубидия и пониженным содержаниям бария, значения индикаторных отношений K/Rb и Ba/Rb в гранитах ГФ редкометальных интрузий снижаются до 120-100 и 1,6-1,2 соответственно против 190 и 4,7 в гранитах с кларковой геохимической характеристикой. В поздних дифференциатах редкометальных интрузий эти отношения понижаются до минимальных значений (табл. 14).

Повышенная редкометальность гранитов редкометальной формационной группы однозначно фиксируется в элементных формулах и значениях индекса концентрации (ИНК). Из данных табл. 15 видно, что граниты ГФ редкометальных интрузий в геохимическом отношении представлены типичными редкометальными разновидностями, в которых ИНК составляет 9—12 кларков. Редкометальность типичных дифференциатов — пегматитоносных мусковитовых гранитов ФДИ, особенно мусковитовых гранитов купольной фации ГФ, по сравнению с гранитами ГФ заметно возрастает, достигая соответственно 12 и 30 кларков в среднем, а в дифференциатах наиболее рудоносных интрузивных систем значения ИНК достигают 50—80 кларков и более Особенно важным в генетическом отношении является устанавливаемая геохимически высокая редкометальность онгонитов и эльванов, магматическая природа которых очевидна. Если в отношении мусковитовых гранитов купольных выступов или пегматитоносных мусковитовых гранитов всегда существуют сомнения относительно природы наблюдающихся в них повышенных концентраций редких элементов, которые частью авторов объясняются проработкой гранитов рудоносными гидротермами в период постмагматического рудообразования, то в отношении онгонитов и эльванов, представляющих собой закаленные порции остаточных расплавов, такие предположения, очевидно, неправомочны. Между тем редкометальность онгонитов и зльванов, как видно из табл. 15, резко повышена и полностью сопоставима с редкометальностью формировавшихся практически одновременно с ними мусковитовых разновидностей гранитов ГФ и ФДИ. Это обстоятельство является одним из наиболее важных аргументов в пользу вывода о первично магматической, а не наложенной природе повышенных концентраций редких элементов во всех разновидностях поздних дифференциатов редкометальных интрузий. Высокая степень накопления в них гранитофильных элементов предопределялась повышенной редкометальностью гранитов ГФ, которая таким образом представляет собой наиболее важный генетический признак, свойственный всем без исключения редкометальным интрузиям оловянно-вольфрамового пояса Забайкалья (табл. 16). В подавляющем большинстве редкометальных интрузивных систем граниты ГФ представлены типичными редкометальными разновидностями, уровень накопления гранитофильных элементов в которых (ИНК) составляет 8-12 кларков (табл. 17). Если для локальных по размеру тел мусковитовых разновидностей гранитов, вмещающих гидротермальное оруденение, предположения о наложенной природе повышенных концентраций в них редких и рудных элементов нередко кажутся логичными, то в отношении гранитов ГФ, слагающих массивы в 100— 200 км2 и более, подобные предположения лишены всякого основания, поскольку участки рудопроявлений в пределах таких массивов, если они вообще имеются, настолько несоизмеримо малы по сравнению с площадями гранитов ГФ, что возможность влияния постмагматических гидротерм на формирование геохимической характеристики гранитов ГФ вне участков рудо проявлений полностью исключается. Отсюда следует вывод о первично магматической природе редкометальности гранитов редкометальных интрузий, который подтверждается данными по онгонитам и эльванам, а также по редкоэлементному составу биотитов (см. ниже).

В публикациях по геохимии редкометальных гранитов причины накопления редких элементов в гранитных интрузиях обычно связываются с концентрированием в исходных расплавах летучих компонентов, что подтверждалось повышенными и высокими содержаниями в гранитах ряда рудоносных интрузий фтора. Установлено также концентрирование в гранитах большинства массивов кукульбейского комплекса другого важного летучего элемента — бора. О повышенном содержании в гранитоидах редкометальных интрузий важнейшего летучего компонента — воды — можно судить по широкому развитию в массивах именно кукульбейского рудоносного комплекса фаций двуслюдяных и мусковитовых гранитов.

Вместе с тем детальный анализ геохимических данных по редкометальным гранитам показывает, что простое представление о тесных прямых коррелятивных связях в редкометальных гранитах между редкими элементами и летучими компонентами нуждается в существенной корректировке. Как видно из диаграмм на рис. 17, в гранитах главной фазы редкометальных интрузий Забайкалья (темные кружки) и Монголии (светлые кружки) какая-либо зависимость концентраций лития и олова от содержаний фтора полностью отсутствует. Слабая положительная корреляция обнаруживается лишь для содержания фтора и бериллия (рис. 17). При этом низкие, приближающиеся к кларковым, концентрации фтора в гранитах ГФ могут тем не менее сочетаться с высокими концентрациями лития. С другой стороны, повышенные и высокие содержания фтора в гранитах ГФ части массивов Монголии и харалгинского комплекса Центрального Забайкалья (табл. 16) сочетаются лишь с умеренно повышенными концентрациями в них лития. Более того , было показано, что сочетание низких концентраций фтора с высокими содержаниями редких щелочных элементов и олова типично для гранитов ГФ преимущественно вольфрамоносных интрузивных систем Забайкалья.

Наиболее распространенной гипотезой, с позиций которой может быть объяснено неравномерное распределение в гранитах летучих компонентов и фтора, является представление о резком влиянии на уровень их концентрации эрозионного среза массивов вследствие концентрирования этих элементов в апикальных зонах интрузий. В отношении гранитов ГФ редкометальных интрузий это предположение не подтверждается. Как видно из рис. 18, какая-либо зависимость уровня концентрации фтора в гранитах ГФ от площади массива (соответствующей в общем случае относительной степени его эродированности) отсутствует. Наиболее показателен пример слабо эродированного Хангилайского массива (10 км2), в гранитах которого содержания фтора соответствуют его содержаниям в гранитах ГФ соседних значительно более эродированных массивов — Дурулгуевского и Саханайского (80 и 200 км2). Очень высокими концентрациями фтора в гранитах ГФ выделяется один из самых крупных — Соктуйский массив (250 км2). Стабильно высокими концентрациями фтора выделяются граниты ГФ харалгинского комплекса, несмотря на разную степень их эродированности. Заметное повышение концентрации фтора в связи с малым эрозионным срезом фиксируется только в Хапчерангинмком массиве (№ 32, табл. 16), представляющем слабо эродированный (~ 1 км2) резко выраженный купол. Ho и в этом случае превышение невелико и составляет лишь 1/4 часть средней концентрации фтора в гранитах ГФ массивов харалгинского комплекса (рис. 18). Из диаграмм на рис. 17 хорошо видно, что хотя в целом граниты ГФ массивов редкометальной группы и характеризуются повышенными содержаниями рассматриваемых элементов, уровни их концентраций изменяются для каждого элемента в разных массивах в очень широком диапазоне значений.

Рассматриваемые диаграммы позволяют сделать важное в генетическом отношении заключение, что совместное концентрирование летучих и редких гранитофильных элементов в процессе формирования исходных магматических расплавов редкометальных гранитных интрузий осуществлялось для каждого элемента в значительной мере автономно друг от друга и с разной интенсивностью, в чем находит отражение индивидуальность редкометальных интрузивных систем, характеризующихся изолированным, очаговым размещением в геологическом пространстве. Таким образом, проведенное в настоящем разделе геохимическое сравнение гранитов ГФ редкометальных интрузий одного региона (Забайкалье — Монголия) не подтвердило распространенного положения о тесных коррелятивных связях в рудоносных гранитах между концентрациями летучих компонентов и типичных гранитофильных редких элементов. Причина этого противоречия заключается в принципиальном разграничении в проведенном анализе геохимического сопоставления редкометальных гранитов ГФ пространственно разобщенных интрузивных систем, с одной стороны, и, с другой стороны, сопоставления их дифференциатов.

Как показали данные таблиц 15 и 17, в процессе дифференциации редкометальных интрузий наблюдается резкое накопление гранитофильных элементов в поздних дифференциатах, осуществляющееся для летучих и редких элементов, судя по элементным формулам гранитов, в значительной мере синхронно, хотя и имеются очевидные исключения. Это положение иллюстрируется диаграммами рис. 19, которые, кроме того, показывают, что для разных массивов соотношение интенсивности накопления фтора и редких элементов в дифференциатах может быть совершенно различным. Наиболее отчетливо выражена положительная связь фтора, лития и олова (рис. 19, а, б), в меньшей степени она проявлена для фтора и бериллия (рис. 19, в).

Из сопоставления рис. 17 и 19 следует, что выводы о тесных геохимических связях редких элементов с летучими компонентами гранитных интрузий базировались в значительной мере на материалах, аналогичных положенным в основу графиков pиc. 19, т.е. справедливы прежде всего для характеристики процесса дифференциации редкометальных гранитных систем.

Обобщение изложенных материалов, характеризующих ход процесса дифференциации редкометальных гранитных систем (см. табл. 13, 14, 15, 17), позволяет сделать два наиболее общих заключения.

1. В общем случае петрохимическая дифференциация и накопление летучих и редких элементов в поздних кислых дифференциатах редкометальных интрузий протекают синхронно. Вместе с тем совмещение этих процессов совершенно необязательно. В ряде случаев в редкометальных интрузиях наблюдается формирование резко обогащенных гранитофильными элементами ультраредкометальных фазово-фациальных дифференциатов, существенно не отличающихся по химизму от гранитов ГФ и игравших, очевидно, важную роль в постмагматическом рудообразовании.

2. Обычно в дифференциатах редкометальных интрузий концентрирование летучих и редких элементов происходит синхронно в соответствии с общепризнанным положением о теснях геохимических связях в гранитных расплавах редких элементов с летучими компонентами и особенно фтором. Вместе с тем у этого правила наблюдаются закономерные исключения. Очевидно, оно справедливо для наиболее распространенного хода процесса дифференциации, когда последний не сопровождается разделением флюидных фаз. Можно полагать, что формирование фазы пегматитоносных гранитов связано именно с разделением флюидной составляющей исходных расплавов и перемещением обогащенного водой и резко обедненного фтором лейкогранитного расплава-дифференциата в апикальную зону редкометальных интрузивных систем. В этом случае, несмотря на резкое обеднение мусковитовых лейкогранитов фтором, в них наблюдается прогрессивное, неравномерное в разных участках накопление гранитофильных бора, олова, бериллия, тантала (см. табл. 17), а также ниобия.

Наряду с подробным изучением характера распределения paсмотренных выше элементов, в редкометальных гранитах по укрупненным пробам изучено также распределение некоторых других редких гранитофильных, в том числе редкоземельных элементов, а также сидерофильных элементов.

Содержания большинства редкоземельных элементов, Zr, Hf в гранитах ГФ кукульбейского комплекса в целом соответствуют кларковому уровню, концентрации иттрия, иттербия и ниобия понижены. В процессе дифференциации интрузий комплекса наблюдается устойчивое снижение концентраций редкоземельных элементов, циркония и гафния, минимальные (значительно ниже кларковых) концентрации которых характеризуют мусковитовые пегматитокосные граниты. Контрастом этим элементам является изменение концентраций ниобия, которые устойчиво возрастают (в пегматитоносных гранитах до 1,5 кларков). Максимальные содержания ниобия, превышающие кларковый уровень в четыре раза, фиксируются в ультраредкометальных микроклин-альбитовых гранитах Тургинского массива (ЗФ комплекса). Резко повышены концентрации этого элемента также в онгонитах Ары-Булакского массива. Таким образом, характер распределения ниобия полностью соответствует распределению в гранитах кукульбейского комплекса других типичных, рассмотренных выше гранитофильных элементов.

По распределению элементов рассматриваемой группы редко метальные ультракислые субщелочные граниты харалгинского комплекса достаточно резко отличаются от кукульбейских: в них фиксируется устойчивое, хотя и небольшое, повышение их концентраций, особенно заметное для гафния (почти в два раза). Содержание ниобия также повышено, В ультраредкометальных существенно калиевых кварцевых порфирах (эльванах) содержания ниобия (и остальных элементов рассматриваемой группы), в отличие от онгонитов, снижаются.

Содержания сидерофильных элементов в гранитах ГФ кукульбейского комплекса, в соответствии с их лейкократовым характером, понижены относительно кларкового уровня в 1,5—2,5 раза. В процессе дифференциации концентрации этих элементов еще более снижаются, достигая минимальных значений в мусковитовых пегматитоносных гранитах. В редкометальных лейкогранитах харалгинского комплекса концентрации сидерофильных элементов также понижены, за исключением никеля.