книги из ГПНТБ / Барсуков В.Л. Основные черты геохимии олова

Рис. 11.' Распределение бора в породах

Породы: 1 - ультраосновные (5 проб), 2 - основные (25 проб), 3 - средние (33 пробы), 4 - кислые (37 проб)

Размыв коры выветривания основных эффузивов приводит к накоп­ лению в прибрежных частях бассейнов и донных впадинах грубозерни­ стых алевролитов, обогащенных пироксеном, амфиболом, магнетитом и ильменитом, т.е. теми минералами, которые содержат повышенные

чаниках этих минералов-концентраторов олова и бора приводит к обо­ гащению этими элементами и породы в целом.

Изучение металлоносности мезозойских отложений Мяо-Чана (Хаба­ ровский край) показало, что нижнеюрские грубозернистые алевролиты, полимиктовые песчаники и гравеллиты, с размывом налегающие на по­ роды спилит-кератофировой формации пермо-карбона, в отдельных значи­ тельных по размеру районах обогащены пироксеном и ильменитом и

и Улахан-Сис и бора до 50 г/т.

Все это в принципе не позволяет отрицать, что оловоносность и бороносность гранитоидов повышенной основности в районах развития сульфидно-касситеритовых месторождений в какой-то мере может быть обусловлена глубинным гибридизмом, ассимиляцией гранитоидным рас­ плавом обогащенных оловом песчано-сланцевых пород нижнего мезозоя. Но этот путь объяснения повышенных концентраций олова и бора в гранитоидах повышенной основности приемлем, если доказывается гранит­ ный состав их изначального расплава. Имеющийся фактический мате­ риал, характеризующий магматизм районов развития сульфндно-кассите- ритового оруденения, скорее всего свидетельствует об обратном.

Как уже отмечалось, во всех районах распространения сульфидноклггпторптовых месторождений Северо-Западного сектора Тихоокеан-

29

ского рудного пояса, развиты очень сходные между собой серии маг­ матических пород, представленные габбро-диоритами, диорит-монцони- тами и диорит-порфирами, гранодиоритами и гранодиорит-порфирами, турмалиновыми гранитами и гранит-порфирами. Последовательность внедрения магматических пород соответствует тому же ряду пород от габбро-диоритов к гранит-порфирам.

О петрохимических особенностях описываемого комплекса дает пред­ ставление вариационная диаграмма петрохимических составов верхнеме­ ловых гранитоидов Мяо-Чанского района с использованием данных

точки, характеризующие составы верхнемеловых магматических пород Мяо-Чана и Приморья, располагаются между кривыми андезито-дацито- вого комплекса Пеле и трахиандезитового комплекса Сан-Франциско, явно тяготея к последнему.

Описываемый комплекс пород, как это указывает В.А. Кузнецов и другие уклоняется от нормального петрохимического типа габбро-диорит гранодиоритовых формаций и. при широком развитии монцоннтоидиых по­ род и общем повышенном содержании кадия, приближается к трахиандезитовой формации.

Тектонические условия внедрения магмы и структурные особенности размещения оловоносных гранитоидов повышенной основности в районах

развития сульфидно-касситеритового оруденения, по мнению подавляю-

30

шего большинства исследователей Северо-Востока нашей страны, Хаба­ ровского края и Приморья, практически одинаковы (Некрасов, 1966; Фаворская и др., 1969; Лугов, 1962; Радкевич, 1970). Описываемый в этих районах верхнемезозойский магматизм везде приурочен к пе­ риоду послеорогенной активизации геосинклиналрно-складчатых систем с широким развитием разломно-блоковой тектоники. Интрузивные мас­ сивы гранитоидов повышенной основности образуют цепочки, пересе­ кающие складчатые структуры, причем их размещение, как правило, контролируется разломами глубокого заложения, разграничивающими отдельные тектонические блоки.

В пределах рудных полей сульфидно-касситеритовых месторождений постоянно отмечается широкое распространение основных и средних по составу даек порфиритов, образование которых переплетается во вре­ мени с формированием месторождений. Например, на Лифудзинском рудном поле (Китай, 1966) дайки роговообманковых диоритовых порфи­ ритов секутся рудными жилами, а дайки плагиоклазовых диоритовых порфиритов секут рудные жилы и в свою очередь пересекаются более поздними кварц-карбонат-пиритовыми жилками.

На сульфидно-касситеритовых месторождениях Якутии (Индолев, 1965), также отмечается, что рудные жилы и дайки основных пород образовались в близкое время, но и те и другие отделены значитель­ ным интервалом времени.от внедрения массивов гранитоидов. В районе сульфидно-касситеритовых месторождений Приморья в дорудных дайках диабазовых порфиритов обнаружены заметные количества высокохроми­ стой шпинели (Осипова, 1969). Все это не только подчеркивает по крайней мере парагенетическую связь сульфидно-касситеритовых ме­ сторождений с магматическими породами трахиандезитовой формации, которые были изначально обогащены оловом и бором, но и означает, что причины металлогенической специализации трахиандезитовых раоплавов в отношении олова и бора нужно искать в процессах образова­ ния трахиандезитовых магм, в специфике этих процессов, обусловлен­ ных их протеканием в пределах Тихоокеанского рудного пояса.

Происхождение андезитовых расплавов все еще остается одной из наиболее сложных и спорных проблем, хотя представление об их гене­ рации верхней мантией является теперь практически общепризнанным (Грин, Рингвуд, 1968; Горшков, 1970).

Под "верхней мантией" обычно понимается совокупность пород, ле­ жащих ниже раздела Мохо, куда входит довольно сложный комплекс, включающий разные петрографические типы гипербазитов и эклогитов. В этом комплексе следует различать исходное вещество мантии, или "пиролит", состав которого большинством исследователей принят близ­ ким к лерцолитам, продукты его магматической дифференциации (гарцбургиты, дуниты), а также продукты метаморфического и магматиче­ ского преобразования базальтов - эклогиты.

Сложность в оценке генетической взаимосвязи между исходными гипербазитами (лерцолитами), остаточными ультраосновными породами (гарцбургитами и дунитами) и продуктами их дифференциации (базаль­ тами) па примере широко известных альпннотипных формаций континен­

31

тов состоит в том, что эти породы в большинстве случаев или сильно разобщены, или сильно изменены (метаморфизованы). Намного яснее обстоит дело в отношении комплекса этих пород, вскрытых в средин­ но-океанических хребтах, где их формирование не осложнено ни взанмо действием с другими комплексами сиалической коры, которые здесь просто отсутствуют, ни процессами метаморфизма. Благодаря таким исключительным обстоятельствам удалось установить, что лерцолиты, гарцбургиты и базальты срединно-океанических хребтов комплементар­ ны по своим петрохимическим составам и по характеру распределения в них элементов-примесей (Дмитриев, 1969; Дмитриев и др. 1972; Ви­ ноградов и др., 1969). Это было положено в основу вывода о том, что лерцолиты срединно-океанических хребтов достаточно близки по соста­ ву к исходному веществу мантии. Данные породы •оказались весьма сходными с лерцолитами альпинотипной формации, с гранатовыми и шпи­ нелевыми лерцолитами включений в кимберлитовых трубках, а также с гипотетическими пиролитами Рингвуда и Грина (Green Ringwood, 1963, 1966), Куно и Аоки (Kuno, Aoki, 1970) и мантией по Ю.Г.Щербакову

(1968).'

При сепарации от лерцолитов любых пород начиная от пикритовых базальтов до высокоглиноземистых базальтов в остатке должны быть гарцбургиты или дуниты с разным содержанием пироксенов в зависи­ мости от состава выплавляющейся фракции и степени ее сепарации.

Для сравнения составов пород, участвующих в мантийном процессе, использована диаграмма (рис. 14) с координатами S-А , где S = SiOo- —(Mg, FeOO; (FeO = Fe20 3 + FeO+MnO+ТЮ9)и A= A190 3 + CaO + Na20+K90.

С помощью такой диаграммы ранее была решена задача о комплемен- ~ тарности составов океанических гипербазитов и базальтов (Дмитриев и др., 1972; Горшков, 1970).

На эту диаграмму нанесены "пиролиты" и средние составы пород, принимающих участие в формировании родоначальных базальтовых сос­ тавов: вебстеритов, верлитов, лерцолитов, гарцбургитов и дунитов по Дэли (Четвериков, 1968), океанических лерцолитов и гарцбургитов (Дмитриев и др., 1972), разных формационных типов базальтов по Ноккольдсу (Nockolds, 1954) и В.А.Кутолину (1969), океанических толеитов по Энгелю и др., (Engel, 1965), высокоглиноземистых базальтов океанов (Дмитриев и др., 1972) и средние составы андезитов, трахиандезитов, гранодиоритов и гранитов, по Дэли. Сюда же нанесены реальные соста­ вы эклогитов в кимберлитах и в базальтах, заимствованные из работ

(Соболев, 1964; Dowson, 1962; Kushiro, Aoki, 1968; Францессон, 1968; Соболев, Кузнецов, 1966; Fordes. 1965; Mason, 1968; Seggerson, 1968),

а также по данным А.В.Уханова!.

Составы эклогитов были разделены на три группы по положению, занимаемому в координатах диаграммы, для которых также были рас­ считаны средние.

1 Химические составы включений эклогитов в кимберлитах Якутии были любезно предоставлены А.В.Ухановым, за что автор выражает ому искреннюю благодарность.

32

Рис. 14. Составы "пиролитов", ультрабазитов, базальтов, пород ан- деэит-гранитоидного ряда и эклогитов (по Дмитриеву и др, 1972)

Цифры на диаграмме соответствуют порядковым номерам табл. 9

Все средние составы показаны в табл. 9, где их порядковые номера соответствуют номерам точек на диаграмме (рис. 14).

На диаграмме хорошо видно, что исходные лерцолиты, или "пироли­ ты" и базальты, а также остаточные гарцбургиты и дуниты лежат вдоль довольно узкой прямолинейной области, в которую попадают также по­ роды промежуточного состава (верлиты, вебстериты, и гранатовые пироксениты). Линейность этой области свидетельствует о том, что все породы, лежащие внутри нее, комплементарны по составам. Ниже и ле­ вее поля составов базальтов размещается изогнутое поле эклогитов как бы обрамляющее поле базальтов.

Хорошо видна также и другая линейная зона, вдоль которой лежат андезиты и гранитоиды. Эта область пересекает первую в поле базаль­ товых составов и проходит по середине поля эклогитов. Линейность второй области также свидетельствует о том, что лежащие внутри ее составы могут быть комплементарны между собой, а также с базаль­ тами и эклогитами.

Для уточнения комплементарности составов пород, лежащих вдоль первой и второй линейных областей была построена серия графиков (рис. 15), где вдоль оси абсцисс отложен параметр S, а п<? ординатам отложены содержания главных петрогенных элементов. Эта серия гра­ фиков показывает, что комплементарность составов в каждой области подтверждается и для любого петрогенного элемента в отдельности.

На всех графиках хорошо видны две линии, пересекающиеся на поле ба­ зальтовых составов, и обособленное поле эклогитов, лежащее на про­ должении андезито-гранитоидной линии.

Т абл и ц а 9

Средние составы 'п н р о л п то в ', гипербазитов, базальтов, пород андезит-гранщ ряда и эклогитов (вес. % безводного остатка )

Рис. 15. Корреляция между содержаниями в ультрабазитах, базальта' в породах андезит-гранитоидного ряда и в эклогитах главных петроге ных элементов и параметра S = SiO? - (Mg, Fe' ) О, где Fe'O = Ft^Q +FeO + МпО+ТЮ2 (по Барсукову, Дмитриеву, 1972)

Уел. обозн. см. рис. 14 и табл. 9.

36

Рис. 16. Корреляция между содержаниями К^О и параметром S в ба­ зальтах, породах андезит-гранитоидного ряда, в эклогитах, спилит-диа- базах и расчетные концентрации К2 О в остатках после экстракции от средних толеитов, траппов молодых платформ и высококалиевых спилитов, 40% андезита и 20% гранита (по Барсукову, Дмитриеву, 1972).

Номера точек см. рис. 14 и табл. 9; a-поле базальтов, б - поле геосинклинальных спилит-диабазов, в - поле океанических спилит-диа- базов, г - обозначения расчетных концентраций К2 О в остаточных по­ родах

граммы (рис. 16) следует, что если реальные эклогиты рассматривать в качестве остаточного вещества после экстракции из базальтов анде­ зитов, трехиандезитов ’Дли гранитов, то наиболее подходящим материа­ лом для этого могут служить базальты континентального типа. При этом в зависимости от состава исходных базальтов и экстрагирующих­ ся пород андезит-гранитоидного ряда в остаточном веществе по расче­ ту концентрация калия может быть даже более высокой, чем в реаль­ ных эклогитах. Отсюда можно предположить, что в таких случаях "из­ быточный" калий удаляется из области выплавления, принимая участие

вметасоматозе пород вышележащих горизонтов.

"В особенности большие количества "избыточного" калия могут по­ явиться при выплавлении андезитов из некоторых высококалиевых спилитов.

Диаграмма показывает, что в базальтах океанического типа содер­ жание калия настолько низкое, что заставляет сомневаться в возмож­ ности выплавления из них андезитов без дополнительного привноса ка­ лия. Расчет похазывает, что для полного израсходования всех запасов калия в океанических базальтах достаточно извлечь из них всего 1015% андезитов. Это дает основание предполагать, что в процесс форми­ рования андезитов островных дуг вовлекаются также породы миптии,

37

из которых калий может освобождаться либо в процессе десерпентинизации, либо при твердофазовых реакциях замены гранатовых ассоциа­ ций шпинелевыми и плагиоклазовыми, идущими в этой области при по­ вышении геотермического градиента. В пределах континента, однако, главным источником калия андезитов, по-видимому, являются все же континентальные базальты и прежде всего диабазы начальных этапов развития геосинклиналей. Это как будто находит подтверждение в том, что в направлении от океана к континенту в составе комплексов эффу.1 зивов начинают преобладать породы, обогащенные калием, вплоть до появления в краевой зоне континентов трахиандезитов. Эти построения не противоречат модели происхождения щелочноземельных серий Т.Х.Грина и А.Е.Рингвуда (Green, Ringwood, 1966), предусматривающую двухстадийный процесс образования андезитовых расплавов и, пожалуй, в наибольшей степени учитывающую геологические особенности их размещения, а также последние экспериментальные и геофизические данню По этой модели на первой стадии активного орогенеза в краевых зонах материков благодаря значительному повышению тепловых потоки происходило фракционное плавление мантии, приводящее к образованию недонасыщенной кремнеземом базальтовой магмы. Последующее фракщ ннрование этой магмы в процессе ее подъема и внедрения в земную кору приводит к образованию мощных толщ базальтов с общим норма­ тивно кварцевым составом. С прекращением вулканической деятельно­ сти происходит снижение геотермического градиента, и в наиболее глу боких частях базальтовых толщ, в основании земной коры создаются условия, вызывающие превращение базальта в эклогит. Но поскольку плотность эклогитов (р=3,45 г/см ^) больше, чем плотность ультрао» новных пород верхней мантии (р = 3,30 г/см ^), то, по мнению Т.Х.Грв на и А.Е.Рингвуда, на границе их раздела создается гравитационная неустойчивость, и отдельные блоки эклогитов начинают погружаться

в мантию. Погружающиеся блоки эклогитов достигают такого уровня в мантии, где температура достаточно высока, чтобы вызвать их частич­ ное плавление.

Экспериментальными исследованиями установлено (Грин, Рингвуд, 1968), что фракционное плавление эклогитов может дать жидкости с составом типичных щелочноземельных серий; андезитовых базальтов, андезитов и дацитов, причем при давлении по крайней мере выше 27 кбар (■■‘■'60 км) андезиты являются наиболее низкоплавкой фракцией, чем более основные и более кислые составы.

Остаток от выплавления будет сложен гранатом и клинопироксеном в колеблющихся соотношениях в зависимости от степени плавления, т.е. образуется остаточный эклогит.

Таким образом, на глубине 60-70 км, если температура достаточ­ но высока, чтобы в безводных условиях происходило частичное плавлю ние эклогита (порядка 1300 С ), то первоначально формирующаяся жидкость будет иметь скорее андезитовый, чем более кислый или бо­ лее основной состав. Однако в водных условиях наиболее легкоплавкой фракцией будет уже жидкость трехиандезитового или дацитового сос­ тава. Эти пасплавы затем вновь внедряются в сиалическую кору.

38

Изложенная гипотеза, как отмечают ее авторы, позволяет объяс­ нить незначительность обогащения железом по отношению к магнию щелочноземельных серий по сравнению с базальтом и низкий 'мантий­ ный" тип отношения Sr87/Sr86 в экструзивных и итрузивных образова­ ниях этой серии пород. Она также позволяет объяснить присутствие богатого альмандином граната магматического происхождения в неко­ торых членах этой серии пород,, а также наличие резорбированных пор­ фировых выделений кварца в кварцевых диорит-порфирах и дацитах. Кстати, все эти признаки относятся к весьма характерным особенно­ стям пород трахиандезитовой формации районов развития сульфиднокасситеритового оруднения.

Но может ли этот способ привести к образованию оловоносных трахиандезитовых расплавов? Достаточна ли для этого оловоносность эклогитов и исходных для них базальтов?

Т.Х.Грином и А.Е.Рингвудом (1968) убедительно показано, что ча­ стичное плавление пиролита близкого по составу к. лерцолитам мантии в зависимости от давления (глубины) и степени плавления может при­ вести к возникновению различных типов базальтоидных расплавов.

Металлоносность же выплавляющихся базальтов, видимо, будет за­ висеть от металлоносности исходных пород и минерального состава исходных и остаточных образований, точнее, способности последних связывать и удерживать в остатке те или другие рудные элементы.

Представление о составе и металлоносности мантии Земли может быть получено на основе сравнения материала по океаническим гипербазитам, которые в основном характеризуют среднеглубинные шпине­ левые фации пород мантии и включений ультраосновных пород в базаль­ тах и кимберлитах, доставляющих вещество мантии земли с большого интервала глубин. Особенно разнообразны включения ультраосновных пород в кимберлитах. Среди них встречаются как вещество недифферен­ цированной мантии - гранатовые и шпинелевые лерцолиты, так и оста­ точное после выплавления вещество - гарцбургиты, дуниты, верлиты и пироксениты (энстатититы). Кроме того, в них встречается большой набор эклогитов.

Содержание рудных элементов в исходных (лерцолитах) и остаточ­ ных ультраосновных породах мантии земли показаны в табл. 10, в которой суммированы имеющиеся, весьма немногочисленные данные о содержании рудных элементов во включениях ультраосновных по­

род в базальтах и кимберлитах, а также в океанических гипербазитах (Сахно и др., 1970; Вахрушев, Цимбалист, 1973; Левашов и др., 1972; Герасимовский, Поляков, 1970 и наши данные).

Анализ этих данных позволяет сделать ряд существенных выводов. Во-первых, уровень содержаний литофильных и халькофильных рудных элементов в ультраосновных породах мантии Земли, наиболее близко стоящих к исходному "пиролиту' (лерцолиту), оказался в среднем на целый порядок выше, чем предполагалось ранее по их содержаниям в альпинотипных гипербазитах. Это значительно увеличивает потенциаль­ ные возможности мантии Земли как источника рудного вещества, в том числе и для литофильных элементов, в общем не характерных для ос­ новной и ультраосновной магмы.

39