CC BY
117
О.В. Бухарова, С.И. Коноваленко
ТИПОХИМИЗМ БИОТИТА ПОРОД ГРАНИТ-ЛЕЙКОГРАНИТОВОЙ ФОРМАЦИИ КАК КРИТЕРИЙ ОЦЕНКИ ПОТЕНЦИАЛЬНОЙ ХРУСТАЛЕНОСНОСТИ МАССИВОВ
Работа выполнена в рамках проекта аналитической ведомственной целевой программы «Развитие научного потенциала высшей школы (2009-2010 годы)» (регистрационный номер 2.1.1/208)
Исследован химический состав биотита гранитоидов гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами, несущих разномасштабную хрусталеносную минерализацию в камерных пегматитах. Выявлены типоморфные особенности магнезиально-железистых слюд, позволяющие идентифицировать и разделять гранитоиды по геохимическим типам, а также степени их продуктивности в отношении пьезокварца.
Ключевые слова: типоморфизм; биотит; граниты; пегматиты; хрусталеносность.
Многими исследователями показано, что магнезиально-железистые слюды чутко реагируют на изменчивость физико-химических параметров гранитной системы, что проявляется в вариациях основного и примесного составов биотита пород [1-8]. Указанные особенности с успехом используют для решения вопросов генезиса и типизации гранитоидов [9, 10], а также для оценки их рудоносности. Уже проанализирован состав биотита гранитов с редкометалльной (8п^) и золотоносной минерализацией, на основании чего выявлены критерии оценки рудоносности кислых интрузий на указанные элементы по типоморфизму слюды [8, 14]. Для гранитоидов, продуцирующих хрусталеносные пегматиты, несмотря на большое количество выполненных работ [11-14 и др.], такой оценки до сих пор не проводилось.
Попытка выявить типохимизм биотита материнских для камерных пегматитов гранитов сделана нами на базе многочисленных публикаций последних лет, а также собственных материалов, полученных в ходе исследования хрусталеносных гранитных массивов Западной Монголии. Анализы биотита из гранитоидов Западной Монголии (85 проб) проведены в лаборатории Института геологии, минералогии и геохимии СО РАН г. Новосибирска на микроанализаторе «СатеЬах 8Х-50» (аналитик Л.Н. Поспелова). Исследование проведено в два этапа. Сначала определялся типохимизм магнезиально-железистых слюд гранитоидов азиатского региона с промышленными полями хрусталеносных пегматитов за пределами Западной Монголии. Для этого были привлечены литературные данные и в выборку вошли слюды из хорошо изученных эталонных пегматитоносных комплексов гранит-лейкогранитовой фор-
мации с граносиенитами - акчатауского, акжайляутаско-го, жанчивланского, кукульбейского, развитых в Центральном Казахстане, Центральной Монголии и Восточном Забайкалье [11-14]. Поскольку масштабы хрустале-носности этих комплексов неравноценны, второй задачей стало выявление признаков отличия в типохимизме слюд высоко-, средне- и малопродуктивных комплексов. На втором этапе работы была проведена апробация выявленных минералогических критериев рудоносности на материале хрусталеносных массивов Западной Монголии с попутной оценкой потенциальной продуктивности последних в отношении промышленной кварцевой минерализации в камерных пегматитах. Для представления полученных результатов и анализа данных использовались: тройная диаграмма минального состава железистомагнезиальных слюд, диаграмма полей щелочности [1], диаграмма железистости-глиноземистости биотита в зависимости от химического потенциала воды и калия [3]. Расчет кристаллохимических формул слюд выполнен по катионному (на 7 катионов) методу А.Г. Булаха [15]. Железо анализировалось в виде суммарного БеО и рассчитывалось как Бе2+. Железистость биотитов F=100Fe/(Fe+Mg), глиноземистость Ь=100А1/(А1+81+ +Mg+Fe), где Бе=Бе2++Бе3+.
Анализ собранных литературных данных по составу биотита хрусталеносных комплексов гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами показал, что все их слюды относятся к аннит-флогопитам с различным, но сравнительно небольшим количеством примеси сидерофиллитового минала. Фигуративные точки минального состава слюд, вынесенные на тройную диаграмму, образуют два поля (рис. 1).
Рис. 1. Минальный состав биотита из хрусталеносных гранитов гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами. Поля биотита гранитных комплексов хрусталеносной с пегматитовой минерализацией (данные по [11-14]): 1 - акжайляутаский и акчатауский; 2 - кукульбейский и жанчивланский.
Гранитные комплексы Западной Монголии: хархиринский комплекс (3 - Хархиринский массив; 4 - Ачитнурский), ошкинский комплекс (5 - Ошкинский массив)
В первое попадают слюды с повышенным содержанием флогопитового минала и низкими концентрациями сидерофиллитовой составляющей. К ним относятся биотиты гранитов акжайляутаского и акчатауского комплексов Центрального Казахстана (массивы Кент, Баян-Аул, Акжайляу), причем в правой части этой области концентрируются биотиты акчатауского комплекса, а в левом - акжайляутаского. Во втором поле обособляются слюды, содержащие одновременно повышенное количество аннитового и сидерофиллитово-го миналов. К ним относятся биотиты гранитоидов ку-кульбейского и жанчивланского комплексов Восточного Забайкалья и Приуланбаторского района Монголии (массивы Адун-Челон и Горихо) (рис. 1). Известно, что конечные продукты дифференциации двух последних комплексов, кроме камерных пегматитов, имеют ред-кометалльную специализацию и относятся к категории литий-фтористых редкометалльных гранитов. Таким образом, получается, что по валовому составу биотита пегматитоносные массивы можно разделять на высокопродуктивные, умеренно- и слабопродуктивные в отношении пьезокварцевого сырья. Для высокопродуктивных пегматитоносных массивов характерны слюды с повышенным содержанием флогопитового минала и незначительным (до первых процентов) сидерофилли-тового, для умереннопродуктивные - биотиты с повышенным количеством глиноземистой составляющей и высокой концентрацией аннитового минала. Слюды слабопродуктивных пегматитоносных массивов характеризуются повышенными содержаниями аннитового и сидерофиллитового миналов, при этом отмечена пря-
мая корреляция между степенью редкометалльности массивов (в ущерб хрусталеносности) и содержанием в свойственных им слюдах данных миналов.
В координатах глиноземистости (рис. 2) биотиты гранитов гранит-лейкогранитовой формации с грано-сиенитами и промышленной пегматитовой хрусталеносной минерализацией располагаются преимущественно в пределах пятой и четвертой групп щелочности. Исключение составляют только биотиты гранитоидов кукульбейского комплекса, ареал распространения которых растянут и смещен влево, занимая поля от II до IV. Полученная картина свидетельствует, что магнезиально-железистым слюдам комплексов с хрусталеносными пегматитами свойственна в целом пониженная глиноземистость и их кристаллизация происходила преимущественно в условиях высокой щелочности минералообразующего субстрата.
Как показали исследования И.Н. Бушлякова [2], а также Г.Б. Ферштатера и Н.С. Бородиной [5], биотит может выступать как геотермометр и геобарометр. Интерпретация на основе указанных работ собранных нами данных по химическому составу биотита грани-тоидов гранит-лейкогранитовой формации приводит к выводу, что глубина становления их массивов может быть различной (рис. 3). Вероятно, оптимальными условиями для появления хрусталеносных камерных пегматитов являются гипабиссальные, поскольку порядка 80% фигуративных точек биотита укладываются в III поле. Эти данные хорошо согласуются с имеющимися геологическими и петрографическими наблюдениями.
Рис. 2. Диаграмма оценки режима кислотности-щелочности кристаллизации гранитоидов по глиноземистости биотитов (по [1]). Поля биотита гранитных комплексов с хрусталеносной пегматитовой минерализацией (по данным [11-14]): 1 - акжайляутаский и акчатауский; 2 - кукульбейский; 3 - жанчивланский. Гранитные комплексы Западной Монголии: хархиринский комплекс (4 - Хархиринский массив; 5 - Ачитнурский), ошкинский комплекс (6 - Ошкинский массив)
Нанесенные на диаграмму |И20 - |К20 анализы биотитов акчатауского, акжайляутаского, жанчивлан-ского, кукульбейского комплексов образуют три обособленных поля (рис. 4). В первое попадают слюды гранитоидов с высокой щелочностью среды и высокой
температурой кристаллизации, во второе - слюды гранитов с более низкими температурами кристаллизации и повышенной щелочностью, в третье - слюды пород с пониженной температурой кристаллизации и пониженной щелочностью среды.
Рис. 3. Содержание ТЮ2 и АЦОз в биотитах хрусталеносных пород гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами. Поля фаций глубинности (по [5]): I - абиссальные (10-15 до 3-5 км); II - мезоабиссальные;
III - гипабиссальные (3-5 до 1,5 км); IV - приповерхностные. Поля биотита гранитных комплексов с хрусталеносной пегматитовой минерализацией (по данным [11-14]): 1 - акжайляутаский; 2 - кукульбейский; 3 - жанчивланский;
4 - акчатауский. Гранитные комплексы Западной Монголии: хархиринский комплекс (5 - Хархиринский массив;
6 - Ачитнурский), ошкинский комплекс (7 - Ошкинский массив)
Рис. 4. Точки состава биотита пород гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами и хрусталеносными пегматитами на диаграмме соотношения активности воды (температура кристаллизации) и калия (щелочности) в кристаллизующихся расплавах (по [3]). Поля биотита гранитных комплексов с хрусталеносной пегматитовой минерализацией (по данным [11-14]): 1 - акжайляутаский и акчатауский; 2 - кукульбейский; 3 - жанчивланский. Гранитные комплексы Западной Монголии: хархиринский комплекс (4 - Хархиринский массив; 5 - Ачитнурский), ошкинский комплекс (6 - Ошкинский массив)
Первое поле образовано биотитами гранитоидов ак-чатауского и акжайляутаского комплексов Казахстана. Второе - соответствует биотитам жанчивланского комплекса (массив Горихо). В третьем поле обособляются биотиты с высокими показателями глиноземистости и железистости гранитоидов кукульбейского комплекса Восточного Забайкалья. Полученные данные указывают на то, что по типохимизму биотитов, а именно сочетанию их железистости и глиноземистости, можно оценить условия, необходимые для образования высокопродуктивных камерных пегматитов, т.е. потенциальный масштаб возможного хрусталеносного оруденения тех или иных массивов.
Кроме того, согласно В.С. Иванову [3], по железистости биотитов можно определять температуры кристаллизации гранитоидов. Таким образом, наиболее перспективными на промышленную минерализацию в камерных пегматитах могут быть интрузии гранит- лейкогранитовых комплексов, формировавшихся из расплавов повышенной щелочности, начальная температура кристаллизация которых составляла порядка 750°С.
Подобным условиям кристаллизации соответствуют биотиты с пониженной железистостью (1=45-65, максимально 75) и глиноземистостью (1=13-18) высокопродуктивных массивов акчатауского и акжайляутас-кого комплексов (Кент, Баян-Аул, Акжайляу).
Аналогичное соотношение железистости - глинозе-мистости слюд согласно [10] указывает на принадлежность пород, продуцирующих хрусталеносные пегматиты, к гранитоидам 1-типа, имеющим смешанный ман-тийно-коровый источник вещества. Они, в свою очередь, по степени окисленности разделяются на два подтипа, первый из которых, ГЯ-тип, формировался в вос-
становительных условиях, а второй, ГО, - в окислительных. Поля составов биотита тех и других в целом обособлены, однако имеют и довольно значительную область перекрытия (рис. 5), где выделение конкретного подтипа гранитоидов возможно только на основе оценки существующей в слюдах зависимости между содержанием фтора и концентрациями магния и железа.
Рис. 5. Диаграмма составов биотитов из гранитоидов известково-щелочных и субщелочных гранитоидных комплексов в координатах железистость (Б) - глиноземистость (Ь) (по [10]).
8 - поле гранитоидов 8-типа; ГО, ГЯ - поля гранитоидов Г-типа. Гранитные комплексы с хрусталеносной пегматитовой минерализацией (по данным [11-14]): 1 - акжайляутаский; 2 - кукульбейский; 3 - жанчивланский; 4 - акчатауский. Гранитные комплексы Западной Монголии: хархиринский комплекс (5 - Хархиринский массив; 6 - Ачитнурский), ошкинский комплекс (7 - Ошкинский массив)
Известно, что для гранитоидов ГЯ-типа, как, впрочем и 8-гранитов, установлена прямая корреляция между содержанием фтора в биотитах и их железистостью (увеличение первого приводит к увеличению второго), в то время как для слюд ГО-типа гранитов такая же прямая зависимость установлена для содержания фтора и флогопито-вого минала. Поскольку составы биотита продуктивных гранитов акчатауского и акжайляутаского комплексов как раз и попадают в область существующего перекрытия полей мантийно-коровых гранитоидов, то для определения их конкретного типа был проведен анализ зависимости содержаний в характерных для пород слюдах фтора, железа и магния. Он показал, что гранитоиды акчатауско-го комплекса соответствуют по типохимизму слюд ГО-типу, а акжайляутаского - ГЯ-типу. К гранитоидам ГЯ-типа относятся также породы жанчивланского и кукуль-бейского комплексов. Правда, на диаграмме (рис. 5) их слюды концентрируются в области ГЯ-гранитов уже за пределами зоны перекрытия полей.
Принадлежность гранитоидов с редкометалльным уклоном, к которым в определенной степени относятся и породы акжайляутаского комплекса, к гранитоидам ГЯ-типа может свидетельствовать либо о несколько большей глубине их становления, либо, что более вероятно, о вкладе глубинного флюида в редкометалль-ную специализацию пород.
Как указывалось ранее, для апробации выявленных критериев хрусталеносности, основанных на типохи-
мизме биотита, был проанализирован состав железисто-магнезиальных слюд гранитоидов гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами Западной Монголии с известной разномасштабной кварцевой минерализацией в камерных пегматитах.
Непромышленная минерализация связана с пегматитами лейкогранитов хархиринского комплекса, участвующих в строении одноименного структурного блока поздних каледонид Монголо-Алтайской складчатой системы. Исследовано два массива этого комплекса -Ачитнурский и Хархиринский. Минерализация установлена в первом, где известно Ногоннурское пегматитовое поле, в котором насчитывается до 300 отдельных мелких тел [16, 17]. По всем признакам они относятся к типичным представителям малоглубинных хрусталеносных пегматитов и довольно часто содержат полости с кристаллами дымчатого кварца и мориона. Однако, несмотря на довольно значительное количество установленных пегматитовых тел, их малые размеры, слабая степень дифференцированности, а главное - низкое качество обнаруженных в полостях кристаллов кварца, делают этот объект непромышленным [18].
В Хархиринском массиве пегматитовые тела встречаются крайне редко. Вместо них в гранитоидах главной фазы часто наблюдаются миаролы диаметром первые сантиметры с друзами мелких кристаллов полевого шпата и дымчатого кварца. На поздних стадиях становления в гранитах массива проявились процессы
грейзенизации и в меньшей степени альбитизации вплоть до появления рудопроявлений и даже месторождений олова и вольфрама.
Второй уже промышленно хрусталеносный гранит-лейкогранитовый комплекс Западной Монголии - ош-кинский - развит в Барунхурайской структурноформационной зоне герцинид, расположенной южнее структур поздних каледонид Монгольского Алтая. Хрусталеносные камерные пегматиты обнаружены во многих массивах комплекса, но наиболее широко они развиты в пределах одноименного плутона, где формируют компактное поле, насчитывающее более 900 отдельных тел [16, 17, 19]. Многие из них имеют крупные размеры (до 10 и более метров в поперечнике), полно-дифференцированы и содержат хрусталеносные камеры до 9,5х3,0х5,5 м.
Единственным, но существенным недостатком месторождения является относительно низкое качество кристаллов кварца, извлекаемых из полостей. Тем не менее поле частично отработано в процессе разведки месторождения.
Из 280 тел, подвергнутых изучению, в 54 были вскрыты хрусталеносные погреба и гнезда [19].
Результаты анализов биотитов гранитов хархиринско-го и ошкинского комплексов представлены на рис. 1-4. В соответствии с полученными данными биотиты изученных массивов существенно отличаются по химическому составу, однако по глиноземистости на диаграмме А.А. Маракушева и И.А. Тарарина (рис. 2) все они соответствуют потенциально хрусталеносным гранитоидам, занимая преимущественно V поле щелочности.
На тройной минальной диаграмме (рис. 1) анализы слюд укладываются в границы полученных ранее полей. При этом биотиты гранитоидов ошкинского комплекса попадают в поле слюд высокопродуктивных гранитои-дов акчатауского и акжайляутаского комплексов, с которыми связаны крупные промышленные месторождения пьезокварца.
Фигуративные точки минального состава биотитов пород хархиринского комплекса одноименного массива укладываются в границах поля биотитов гранитоидов жанчивланского и кукульбейского комплексов с известной редкометалльной специализацией, а биотиты Ачит-нурского массива хархиринского комплекса с непромышленной хрусталеносной минерализацией попадают в промежуточную область между полями слюд двух пегматитоносных провинций: западной - Казахстанской с масштабной хрусталеносной минерализацией, и восточной, куда входят Центральная Монголия и Восточное Забайкалье, где хрусталеносность в определенной степени редуцирована вследствие далеко зашедшей дифференциации, обусловившей редкометалльную специализацию массивов.
Аналогичная картина обнаруживается на диаграмме в координатах глиноземистости - железистости (рис. 4).
Биотиты ошкинского комплекса образуют на ней единое поле с магнезиально-железистыми слюдами гранитоидов акчатауского и акжайляутаского комплексов Казахстана, а биотиты хархиринского разбиваются на две области.
Первая соответствует биотитам Хархиринского массива и перекрывается полем слюд жанчивланского и кукульбейского комплексов.
Вторая занимает промежуточное положение, тяготея к области наиболее низкотемпературных слюд акжай-ляутаского комплекса, и оконтуривает фигуративные точки биотита Ачитнурских гранитоидов. По предложенным температурным группам, выделенным по составу слюд [3], температура кристаллизации пород Хар-хиринского массива могла составлять 550-650°С, а Ош-кинского - 700-800°С.
Типохимические особенности слюд хрусталеносных гранитоидов Западной Монголии, соотношение в них глиноземистости и железистости указывают на принадлежность гранитоидов хархиринского комплекса к ярко выраженному ГЯ-типу, к которому, как уже отмечалось ранее, относятся массивы жанчивланского и кукульбейского комплексов, размещенных за пределами региона (рис. 5).
Для слюд хархиринского комплекса зафиксирован «сидерофиллитовый» тренд, наличие которого, согласно [10], указывает на возможное промышленное оловянное или олово-вольфрамовое оруденение. Последнее действительно имеет место в гранитоидах Хархи-ринского массива, как, впрочем, и в гранитоидах жан-чивланского и кукульбейского комплексов. Фигуративные точки биотита пород Ошкинского массива одноименного комплекса попадают на диаграмме в поле слюд акчатауского и акжайляутаского комплексов и локализуются в области перекрытия составов магнезиально-железистых слюд гранитоидов ГЯ и ГО-типов.
Соотношения фтора и магния в слюде ошкинского комплекса показали, что гранитоиды имеют мантийно-коровый источник и формировались в окислительных условиях аналогично породам акчатауского комплекса.
Таким образом, проведенная апробация подтверждает надежность и объективность выявленных на эталонных хрусталеносных массивах гранит-лейко-гранитовой формации минералогических критериев оценки их потенциальной продуктивности в отношении камерных пегматитов.
На примере гранитных массивов Западной Монголии еще раз показано, что критерии, основанные на типохимизме магнезиально-железистых слюд, применимы для идентификации потенциально хрусталеносных массивов, позволяют разбраковать их по геохимическим типам и степени продуктивности.
Это дает основание рекомендовать выявленные критерии для внедрения в практику при поисках и оценке хрусталеносных объектов пегматитового генезиса.
ЛИТЕРАТУРА
1. Маракушев А.А., Тарарин И.А. О минералогических критериях щелочности гранитоидов // Изв. АН СССР. Геол. сер. 1965. № 3. С. 20-37.
2. Бушляков И.Н. Содержание титана в амфиболах и биотитах из гранитоидов как показатель условий их формирования // Доклады АН СССР.
1969. Т. 186, № 4. С. 1154-1157.
3. ИвановВ.С. О влиянии температуры и химической активности калия на состав биотита в гранитоидах // Изв. АН СССР. Геол. сер. 1970. № 7.
С. 20-30.
4. Хитрунов А.Т. О титанистости биотитов гранитоидов // Доклады АН СССР. Геол. сер. 1974. № 5. С. 1214-1216.
5. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С. Петрология магматических гранитоидов (на примере Урала). М.: Наука, 1975. 288 с.
6. Котельникова З.А. Физико-химические условия формирования гранитоидов Сохчарвского массива (Центральный Памир) // Доклады
АН СССР. Геол. сер. 1984. № 8. С. 16-24.
7. Хитрунов А. Т. Минеральные фации гранитоидов складчатых областей // Доклады АН СССР. Геол. сер. 1985. № 4. С. 74-81.
12. Стриха В.Е. Использование биотита как основы оценки важнейших петрологических параметров кристаллизации гранитоидов золотоносных районов Верхнего Приамурья // ЗВМО. 2006. № 1. С. 21-37.
13. Будников С.В., Бримхолл Д.Х., Левис К.Дж. и др. Типизация гранитоидов Монголии по составу слюд и ее приложение к формационному расчленению магматических пород // ДАН. Геол. сер. 1993. № 2. С. 207-209.
14. Путинцев А.В., Григорьев С.И. Состав биотитов из гранитоидов и петрогенетическая типизация орогенных гранитоидных серий // ЗВМО.
1993. № 4. С. 18-33.
15. Коваль П.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И. и др. Минеральные парагенезисы, состав и номенклатура слюд редкометалльных альбитсодержащих гранитоидов // Доклады АН СССР. Геол. сер. 1972. № 5. С. 1174-1178.
16. Ушакова Е.Н. Биотиты магматических пород. Новосибирск: Наука, 1980. 328 с.
17. Загорский В.Е., ПеретяжкоИ.С., Шмакин Б.М. Гранитные пегматиты. Миароловые пегматиты. Новосибирск: Наука, 1999. Т. 3. 488 с.
18. Сырицо Л.Ф. Мезозойские гранитоиды Восточного Забайкалья и проблемы редкометалльного рудообразования. СПб.: Изд-во СПб. ун-та, 2002. 360 с.
19. Булах А.Т. Руководство и таблицы для расчета формул минералов. М.: Недра, 1987. 143 с.
20. Гаврилова С.П. Гранитоидные формации Западной Монголии // Гранитоидные и щелочные формации в структурах Западной и Северной Монголии. М.: Наука, 1975. С. 50-164.
21. Геология Монгольской Народной Республики. Т. 3: Полезные ископаемые. М.: Недра, 1977. 703 с.
22. Коноваленко С.И., Бухарова О.В., Борозновская Н.Н. Хрусталеносные пегматиты лейкогранитов Ачитнурского массива Западной Монголии // Петрология магматических и метаморфических комплексов: Материалы Всерос. петрологической конф. Томск: ЦНТИ, 2007. Вып. 6. С. 80-82.
23. Геология Монгольской Народной Республики. М.: Недра, 1973. Т. 2. 700 с.
Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 7 мая 2009 г.
