Granites and Earth Evolution.
Prev Up Next

УСЛОВИЯ ГЕНЕРАЦИИ, КРИСТАЛЛИЗАЦИИ И ФРАКЦИОНИРОВАНИЯ

РЕДКОМЕТАЛЛЬНЫХ ГРАНИТОВ


Зарайский Г.П.

Институт Экспериментальной минералогии РАН, Черноголовка, Московская обл., Россия zaraisky@iem.ac.ru


Рассматриваемые граниты принадлежат к активизационной известково-щелочной гранит-лейкогранитовой формации. Их гипабиссальные интрузии контролируются глубинными разломами, рассекающими толщи пород ранее консолидированных областей завершенной складчатости. К числу нерешенных вопросов относится причина связи месторождений определенной группы редких металлов (W, Sn, Mo, Be, Bi, Ta, Nb, Li) исключительно с гранитами этой формации. В качестве геологических объектов выбраны хорошо изученные грейзеновые W-Mo месторождения и гранитные массивы акчатауского комплекса Центрального Казахстана (Р1), и альбититовые (Ta, Nb, Li) и грейзеновые (Sn, W, Be) месторождения кукульбейского комплекса (J3) Восточного Забайкалья (Зарайский, 2004). Отсутствие в гранитных массивах обоих комплексов более основных производных, чем биотитовые граниты (редко гранодиориты), данные изотопных исследований и петрогеохимические особенности рудопродуктивных гранитов свидетельствуют о выплавлении материнского расплава из гранитогнейсового субстрата верхней коры. Магматический очаг, вероятнее всего, мог зародиться в подошве верхней коры над границей Конрада, расположенной в обоих регионах на глубине 22-25 км.

Типичная схема возникновения расплава и внедрения на гипабиссальный уровень показана на примере массива Акчатау, для которого имеются гравиметрические данные, позволяющие отрисовать кровлю и подошву интрузива (рис. 1). На экспериментальной диаграмме (Johannes, Holtz, 1996) с учетом имеющихся P-T определений намечен вероятный путь эволюции P-T параметров от зарождения расплава в низах верхней коры (точка А) до последовательного внедрения четырех фаз интрузива (рис. 2). Предполагается, что основное тело интрузива сложено материнскими биотитовыми гранитами фазы I, а более поздние фазы II и III, имеющие близкий состав, отвечающий лейкогранитам, являются ее внутрикамерными дифференциатами. Условно выделенная на Акчатау фаза IV представлена одной дайкой Li-F гранитов с топазом и протолитионитом. Положение фаз III и IV ниже солидуса объясняется накоплением фтора, смещающего солидус в более низкотемпературную область. По данным численного моделирования (Жариков и др., 1988), длительность полной кристаллизации Акчатауского интрузива (~30х15х5 км) составляет около 600 тыс. лет. Продолжительность кристаллизации фазы II, объемом 2х2х2 км и Т=700оС при сценарии ее внедрения в купольную часть массива через 150 тыс. лет после начала кристаллизации материнского интрузива равна 170 тыс. лет (рис. 3). Промышленное W-Mo оруденение Акчатау связано с лейкогранитами фазы II.


Рис. 1. Схема генерации магматического расплава Акчатауского интрузива. 1- осадочный чехол; 2- верхняя кора; 3- нижняя кора; 4- верхняя мантия; 5- поток мантийного флюида и тепла; 6- зарождение расплава в низах верхней коры; 7- автохтонный гранит; 8- аллохтонный Bt -гранит 1-й фазы Акчатау; 9- лейкогранит 2-й и 3-й фаз; 10- грейзены и рудные тела; 11- контактовые роговики.

Рис. 2. Тренд эволюции P -T условий и содержания воды при подъеме гранитного расплава из низов верхней коры (точка А), внедрения Акчатауского плутона (фаза I) и кристаллизационного фракционирования с последовательным внедрением фаз II, III, IV.






Рис. 3. Эволюция теплового поля в купольной части Акчатауского интрузива по данным численного моделирования.


В Восточном Забайкалье также развиты грейзеновые месторождения Sn, W, Be, Mo, связанные с лейкогранитами, но там дифференциация продолжалась дальше – до амазонитовых литий-фтористых гранитов и связанных с ними месторождений тантала. Устанавливается непрерывный тренд фракционирования посторогенных гранитов в ряду гранодиорит биотитовый гранит лейкогранит литий-фтористый гранит как по породообразующим, так и по летучим и рудным компонентам (рис. 4). В этом ряду происходит последовательно нарастающее накопление литофильных редких металлов Li, Be, Rb, Cs, Sn, W, Mo, Bi, Ta, Nb и фтора, обеспечивающее образование редкометалльных месторождений (рис. 5). Решающее значение для появления редкометалльных гранитов имеет «короткий тренд дифференциации» - отсутствие предшественников более основного состава – диоритов и габброидов, в темноцветных и акцессорных минералах которых рассеваются редкие металлы. По-видимому, условия плавления верхней континентальной коры без плавления нижней коры могут достигаться в достаточно редких случаях глубокого опускания более легкоплавкой верхней коры в область высоких температур. В то же время тепловой поток не должен быть слишком велик, чтобы не достигались условия плавления более основной и тугоплавкой нижней коры.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ проекты 06-05-65291, 08-05-00835, 08-05-00865 и проекта НШ-3763.2008.5 «Ведущие научные школы».

Рис.4. Тренд дифференциации редкометальных гранитоидов Забайкалья на диаграмме Zr/Hf – SiO2

Рис.5. Обогащение редкими элементами Li -F гранитов Орловского и Этыкинского танталовых месторождений (фаза III) относительно лейкогранитов Спокойнинского месторождения (фаза II).

Литература

Жариков В.А., Эпельбаум М.Б., Зарайский Г.П., Симакин А.Г., Балашов В.Н. Моделирование процессов тепло- и массопереноса на грейзеновом месторождении Акчатау. // Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука, 1988. вып. 15. С.38-69.

Зарайский Г.П. Условия образования редкометалльных месторождений, связанных с гранитоидным магматизмом //Смирновский сборник-2004. М.: Фонд им. ак. В.И. Смирнова, 2004. С.105-192.

Johannes W., Holtz F. Petrogenesis and Experimental Petrology of Granitic Rocks. Berlin: Springer-Verlag., 1996. 335p.