Pyrophanite and manganoilmenite in the granitoids of the Khamnigadai massif (Central Transbaikalia).pdf Введение Методы исследования Пирофанит и манганоильменит относятся к группе ильменита. Как известно, в природе чистый ильменит практически не встречается, и его состав представляет собой твердые растворы с конечными членами, собственно ильменит - FeTiO3, пирофанит - MnTiO3 и гейкилит - MgTiO3. Между ильменитом и пирофанитом существует непрерывный изоморфный ряд с образованием промежуточной фазы - манганоильменита (Fe2+, Mn2+)TiO3 с содержанием MnO > 13 мас. % [Минералы..., 1967]. Пирофанит и манганоильменит встречаются в минеральных ассоциациях различных типов пород и руд. Так в качестве вторичных и акцессорных минералов они описаны на месторождениях марганцевых руд [Смольянинова, Борисовский, 1984], в серпентинизи-рованных гипербазитах и родингитах [Осипенко, Сидоров, 1999], в кимберлитах [Козлов и др., 1983; Каминский, Белоусова, 2009; Путинцева, Спиридонов, 2017], в щелочных комплексах [Кривдик, 2014; Немов, 2017; Попов и др., 2017], в эпидотсодержащих дацит-порфирах [Прибавкин и др., 2014]. Вместе с тем в гранитных породах эти минералы встречаются сравнительно редко и сведения о них носят ограниченный характер [Tsusue, 1973; Suwa et al., 1987; Sasaki et al., 2003; Tarassova, Tarassov, 2012; Полякова, 2013]. Поэтому многие вопросы, касающиеся их состава, характера развития и генетических особенностей в гранито-идах остаются открытыми и дискуссионными. При петрологическом изучении Хамнигадайского гранитоидного массива нами впервые были обнаружены в качестве акцессорных пирофанит и манганоиль-менит. В статье приводятся результаты детального изучения этих минералов, позволившие выявить дополнительные факторы развития «ильменитов» с высоким содержанием марганца в гранитных системах. Минералы группы ильменита изучались в полированных пластинках во вмещающей породе и в эпоксидной шашке, куда монтировались зерна минералов, отобранные вручную под бинокулярным микроскопом из проб-протолочек. Препараты напылялись углеродом. Химический состав минералов группы ильменита, степень их однородности, морфология зерен и соотношение с породообразующими и акцессорными минералами были изучены на электронном сканирующем микроскопе с энергодисперсионным спектрометром (EDS) LEO-1430 (система микроанализатора Inca Energy-300) в Центре коллективного пользования «Аналитический центр минералого-геохимических и изотопных исследований» Геологического института СО РАН (г. Улан-Удэ). Для наглядности использованы фотографии минеральных ассоциаций в обратнорассеянных (отраженных) электронах (BSE). Условия EDS-анализатора: энергия пучка электронов - 20 кэВ, ток электронного пучка - 0,4 нА, время получения спектра в реальном времени - 50 с. Результаты проверены на природных минералах, синтетических соединениях и металлах: SiO2 (Si, O), Al2O3 (Al), диопсид (Mg, Ca), альбит (Na), ортоклаз (K), рутил (Ti), циркон (Zr), BaF2 (Ba, F), Ca2P2O7 (P), Nb, Fe, Mn, Zn, V. Для количественной оптимизации (нормировка на ток зонда и калибровка спектрометра по энергии) применялся металлический Co. Матричная коррекция была выполнена с помощью алгоритма XPP, встроенного в программное обеспечение Inca Energy. В работе приведено 27 анализов минералов группы ильменита из трех образцов, отобранных из центральной (ХМ14-10, ХМ19-3) и краевой (ХМ14-6) части массива, а также из одного образца жильного аплита (ХМ18-5). © Елбаев А.Л., Гордиенко И.В., Орсоев Д.А., Ходырева Е.В., 2021 DOI: 10.17223/25421379/21/4 Краткая геологическая характеристика Хамнигадайского гранитоидного массива Хамнигадайский массив находится в Кяхтинском административном районе Республики Бурятия, в бассейне правых притоков р. Кудара. В структурногеологическом отношении расположен в пределах Тамирской вулканотектонической структуры и (или) на периферии Хэнтэй-Даурского магматического ареала [Ярмолюк и др., 2002; Кошкин и др., 2003; Елбаев и др., 2020]. Он занимает площадь 50 км2, в плане имеет эллипсоидальную форму (рис. 1) и приурочен к довольно крупной моноклинали, сложенной вулканогенными породами тамирской свиты позднепермского возраста [Гордиенко, 1980; Кошкин и др., 2003]. С последними массив имеет крутые интрузивные контакты, в южной части они осложнены разломом. Наиболее распространенные породы массива - среднезернистые лейкограниты. Они сложены K-Na полевым шпатом, кислым плагиоклазом (альбит-олигоклаз) и кварцем. В незначительных количествах встречается флогопит-аннит. Темный цвет кварца является характерной особенностью хамнигадайских гранитов, поэтому они были названы морион-гранитами [Комаров, Белоголовкин, 1968]. Геохимические исследования показали, что гра-нитоиды Хамнигадайского массива сформировались из дифференцированного кремнекислого расплава, на что косвенно указывают в их составе повышенные содержания Rb, Th и U, очень низкие содержания Ba и Sr, пониженные Y и Zr, обогащение LREE относительно HREE, существенная отрицательная европиевая аномалия, а также величины отношения Zr/Hf и SiO2/CaO [Елбаев и др., 2020]. При этом лей-кограниты центральной и краевой части массива по петрохимическим критериям незначительно различаются, что обусловлено более «дифференцированным» характером краевых разностей (рис. 2). Отметим, что приконтактовая лейкократизация дополнительно усиливается привносом летучих и легкоподвижных компонентов из внутренней части массива в краевые и апикальные участки. Считается, что это явление развивается, когда боковые породы играют роль экрана [Добрецов и др., 1988]. Данное предположение подкреплено тем, что в лейкогранитах центральной части процесс альбитизации проявлен очень слабо, тогда как в лейкогранитах краевой части массива альбитизация распространена несколько шире. Акцессорные минералы лейкогранитов центральной части массива представлены магнетитом, титанитом, цирконом, фторапатитом, ильменитом, торитом, фосфоторитом, в лейкогранитах краевой части помимо вышеперечисленных минералов часто встречается флюорит. Жильные образования в массиве представлены редкими маломощными телами аплитов, которые сложены калиевым полевым шпатом (микроклин), альбитом, кварцем, биотитом и мусковитом. В них диагностируются акцессорные минералы - магнетит, ильменит, циркон, флюорит, колумбит, монацит, торит, ишикаваит. Изотопно-геохимические исследования морион-содержащих гранитоидов Центрального Забайкалья позволили установить раннеюрский возраст (180190 млн лет, U-Pb метод) и сходство их с гранитами A-типа [Елбаев и др., 2020]. При тектонической классификации эти раннеюрские гранитоиды сопоставимы с кислыми магматическими ассоциациями, сформированными либо в постколлизионной обстановке, либо на поздних стадиях развития горячих рифтогенных структур [Harris et al., 1986; Гребенников, 2014]. Отметим, что позднетриасовыйраннеюрский этап магматизма в Западном, частично Центральном Забайкалье и Северной Монголии характеризуется проявлением крупного зональносимметричного Хэнтэй-Даурского магматического ареала [Ярмолюк и др., 2002], геодинамическая обстановка формирования которого, по мнению ряда исследователей [Воронцов и др., 2007], связывается с воздействием плюма на участок литосферы, находящейся в условиях коллизионного сжатия. Позиция и состав минералов группы ильменита Составы изученных минералов представлены в таблице. Пирофанит и манганоильменит в гранитои-дах Хамнигадайского массива характеризуются высокими содержаниями MnO (> 13 мас. %) против низких (3,39-3,98 %) в ильменитах [Ляхович, 1968, 1973]. Они имеют переменный состав, варьирующий от манганоильменита (MnTiO3 37-46 мол. %) до железистого пирофанита (MnTiO3 50-72 мол. %) и пирофанита (MnTiO3 87-93 мол. %). Различаются они и по содержанию элементов-примесей, что обусловлено их принадлежностью к различным разновидностям гранитоидов. Железистая разновидность пирофанита (Prph72-64Ilm24-32Hem0-4) характерна для лейкогранитов центральной части массива, образуя ксеноморфные зерна размером до 0,2-0,6 мм в межзерновом пространстве породообразующих минералов (рис. 3, a, b). Содержание MnO в них варьирует от 30,44 до 33,40 мас. %, при этом в качестве примеси фиксируется алюминий (0,20-0,90 мас. %) и ниобий (0,831,60 мас. %). Первичный железистый пирофанит частично замещается рутилом, иногда содержит разнообразные включения минералов, среди которых наиболее обычны кристаллы фторапатита, циркона, реже встречаются биотит и магнетит. Характер развития железистого пирофанита указывает на позднемагматическое время его образования. Рис. 1. Схема геологического строения Хамнигадайского массива (Центральное Забайкалье) Составлена по материалам геолого-съемочных работ [Кошкин и др., 2003] с дополнениями. 1 - кайнозойские отложения; 2 -средне-позднетриасовые вулканиты чернояровской свиты; 3 - позднепермские вулканиты тамирской свиты; 4 - раннеюрские лейкограниты; 5 - позднепермские гранитоиды бичурского комплекса; 6 - раннепалеозойские гранитоиды; 7 - разрывные нарушения; 8 - предполагаемые разрывные нарушения; 9 - места отбора проб: а - лейкограниты краевой части, б - лейкогра-ниты центральной части Fig. 1. Geological structure of the Khamnigadai massif (Central Transbaikalia) pattern It is compiled on the basis of geological survey data [Koshkin et al., 2003] with additions. 1 - Cenozoic deposits; 2 - Middle-Late Triassic volcanics of the Cherny-Yar Formation; 3 - Late Permian volcanics of the Tamir Formation; 4 - Early Jurassic leucogranites; 5 -Late Permian granitoids of the Bichura complex; 6 - Early Paleozoic granitoids; 7 - faults; 8 - inferred faults; 9 - sampling sites: a -leucogranites of the marginal part, b - leucogranites of the central part Рис. 2. Соотношение Rb/Ba и Rb/Sr в гранитоидах Хамнигадайского массива На врезках приведены содержания петрогенных (ма^ %) и редких (г/т) элементов из гранитоидов краевой и центральной части массива. Номера проб и цвет фигуративных точек соответствуют данным на рис. 1 Fig. 2. The ratio of Rb/Ba and Rb/Sr in the granitoids of the Khamnigadai massif The insets show the contents of petrogenic (wt. %) and rare (ppm) elements from the granitoids of the marginal and central parts of the massif. Sample numbers and the color of the figurative points correspond to the data in Fig. 1 Химический состав (мас. %) и кристаллохимические коэффициенты минералов группы ильменита Chemical composition and formula coefficients of the ilmenite, wt. % Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8 9 TiO2 51,30 50,59 50,94 51,38 51,34 51,42 51,18 51,24 52,31 Al2O3 0,32 0,44 0,90 0,20 0,80 0,42 0,60 0,40 0,30 FeOобщ 13,30 13,61 13,36 17,05 13,99 14,12 13,68 13,97 11,49 MnO 33,40 32,80 32,60 30,44 31,62 33,07 33,91 32,67 35,18 ZnO - - - - - - - - - Nb2O5 1,20 1,60 0,99 0,83 1,45 1,10 1,42 1,01 1,10 Сумма 99,52 99,04 99,79 99,90 99,20 100,13 100,79 99,29 100,38 Fe2O3* 1,10 1,50 0,60 1,80 0,90 1,50 2,2 1,1 0,1 FeO* 12,30 12,30 12,80 15,40 14,20 12,80 11,70 13,00 11,4 Коэффициенты в формуле, O = 3 (ATiO3) Ti 0,98 0,97 0,97 0,97 0,97 0,97 0,96 0,98 0,99 Al 0,01 0,01 0,03 0,01 0,02 0,01 0,02 0,01 0,01 Fe3+ 0,02 0,03 0,01 0,04 0,02 0,03 0,04 0,02 0,001 Fe2+ 0,26 0,26 0,27 0,32 0,30 0,27 0,24 0,28 0,24 Mn 0,72 0,71 0,70 0,65 0,67 0,70 0,72 0,70 0,75 Zn Nb 0,02 0,02 0,01 0,01 0,02 0,01 0,02 0,01 0,01 Продолжение таблицы Table ^ntinued Компонент 10 11 12 13 14 15 16 17 18 TiO2 51,83 51,33 51,05 51,07 49,42 49,32 49,02 50,71 50,01 Al2O3 0,53 - - - - - - - - FeOобщ 16,05 3,29 4,7 4,45 6,1 6,67 7,92 4,92 6,70 MnO 31,59 44,46 43,90 44,03 43,83 43,75 43,00 44,30 42,60 ZnO - - - - - - - - - Nb2O5 0,80 - - - - - - - - Сумма 100,80 99,08 99,65 99,55 99,35 99,74 99,94 99,93 99,31 Fe2O3* 1,60 2,4 3,6 3,4 6,7 7,3 8,2 4,6 5,4 FeO* 14,6 1,1 1,5 1,3 0,1 0,1 0,5 0,8 1,8 Коэффициенты в формуле, O = 3 (ATiO3) Ti 0,97 0,98 0,97 0,97 0,94 0,93 0,92 0,96 0,95 Al 0,02 - - - - - - - - Fe3+ 0,03 0,05 0,07 0,06 0,13 0,14 0,15 0,09 0,10 Fe2+ 0,31 0,02 0,03 0,03 0,001 0,001 0,01 0,02 0,04 Mn 0,66 0,95 0,93 0,94 0,94 0,93 0,91 0,94 0,91 Zn Nb 0,01 - - - - - - - - Продолжение таблицы Table ^ntinued Компонент 19 20 21 22 23 24 25 26 27 TiO2 51,11 49,12 50,77 49,40 49,19 50,20 49,12 50,07 50,60 Al2O3 - - - - - - - - - FeOобщ 28,47 25,84 27,05 23,20 21,57 25,01 19,88 21,14 21,49 MnO 16,60 20,38 17,68 22,80 23,40 20,79 27,23 24,71 24,54 ZnO 1,35 1,91 1,42 1,14 1,89 0,77 1,12 1,27 1,33 Nb2O5 2,41 2,70 3,01 3,36 2,92 3,10 2,96 2,73 2,01 Сумма 99,94 99,95 99,93 99,90 98,97 99,87 100,31 99,92 99,97 Fe2O3* 0,60 4,40 0,60 3,20 3,00 1,8 4,7 2,5 2,2 FeO* 28,00 21,90 26,50 20,30 18,90 23,40 15,6 18,90 19,5 Коэффициенты в формуле, O = 3 (ATiO3) Ti Al Fe3+ 0,98 0,94 0,97 0,95 0,95 0,96 0,94 0,96 0,97 0,01 0,08 0,01 0,06 0,06 0,03 0,09 0,05 0,04 Fe2+ 0,60 0,47 0,57 0,43 0,41 0,50 0,33 0,40 0,41 Mn 0,36 0,44 0,38 0,49 0,51 0,45 0,58 0,53 0,53 Zn 0,03 0,04 0,03 0,02 0,04 0,02 0,02 0,02 0,02 Nb 0,03 0,04 0,04 0,04 0,04 0,04 0,04 0,04 0,03 Примечание. 1-10 - железистый пирофанит из лейкогранитов центральной части массива; 11-13 - неправильные выделения пирофанита из лейкогранитов краевой части массива; 14-18 - пластинчатые и игольчатые вростки в магнетите; 19-27 -манганоильменит и железистый пирофанит из жильных аплитов. *Fe2O3 и FeO рассчитаны по [Carmiсhael, 1967]. Note. 1-10 - ferroan pyrophanite from leu^'amtes of the сentral риН of the massif; 11-13 - irregular segregations pyrophanite from leu^'amtes of the marginal рий of the massif; 14-18 - lamellar and anular growths in magnetite; 19-27 - manganoilmenite and ferroan pyrophanite from vein ирН|^. *Fe2O3 and FeO сalсulated areording to [Cai'mi^ael, 1967]. В лейкогранитах также обнаружен марганцевый аналог ильменита - пирофанит (Prph93-87Ilm0-4Hem4-14), который содержит MnO от 42,60 до 44,46 мас. %. Отличительной чертой пирофанита (см. таблицу) является практически отсутствие в нем элементов-примесей Al, Nb, а также преобладание закисного железа над окисным. По морфогенетическим особенностям можно выделить две генерации пирофанита. К первой генерации относится пирофанит, наблюдаемый виде пластинчатых и игольчатых вро-стков в магнетите (рис. 3, с-e) и встречающийся как в лейкогранитах центральной, так и в лейкогранитах краевой части массива. Следует отметить, что состав выделений в магнетите невыдержанный варьирующий (мас. %) от не идентифицированных Fe-Ti-Mn окислов, в основном мелкие ламели (TiO2 = 22,7144,0; FeO,^ = 21,95-57,01; MnO = 20,0-35,84) до пластинчато-игольчатых вростков, отвечающих пи-рофаниту-I (MnO = 42,60-44,30). Сразу отметим, что данные образования напоминают продукты распада твердого раствора магнетита, описанные в гранито-идных комплексах Рудного Алтая и Южного Урала [Новоселов, Туркин, 2014; Попов и др., 2017]. Ко второй генерации относится пирофанит, замещающий по краям и трещинам крупные зерна магнетита в виде неправильных выделений (рис. 3, f, g), что указывает на формирование его в результате метасоматического процесса. Аналогичное явление описано в породах ильмено-вишневогорского комплекса [Немов, 2017]. Подчеркнем, что пирофанит-II встречается исключительно в лейкогранитах краевой части массива. По химическому составу оба морфогенетических типа пирофанита немного различаются, заметнее всего по содержанию железа в закисной и окисной формах (рис. 4). В жильных аплитах массива обнаружены манга-ноильменит (Ilm61-47Prph37-46Hem1-8) и железистый пирофанит (Prph58-50Ilm33-43Hem5-9). Они тесно ассоциируют с магнетитом, цирконом, манганоколумби-том, флюоритом (рис. 3, h, i), образуя субидиоморфные зерна размером до 0,05 мм. Содержат меньше MnO (16,60-23,40 мас. %) по сравнению с минералами группы ильменита из лейкогранитов (см. рис. 4). В то же время для них характерно постоянное присутствие в заметных количествах цинка (1,141,91 мас. %) и ниобия (2,41-3,36 мас. %). Следует отметить, что в аплитах манганоильменит по распространенности лишь немного уступает магнетиту. Результаты и обсуждение По мнению ряда исследователей, изменчивость содержания марганца в ряду ильменит-пирофанит регулируется тремя основными факторами: 1) магматической дифференциацией (повышение Mn/Fe2+ в наиболее дифференцированных гранитных породах), 2) температурой кристаллизации и 3) летучестью кислорода в магме. Рассмотрим каждый из факторов подробнее. 1. Установлено, что с повышением индекса дифференциации гранитоидных пород содержание Mn в минералах группы ильменита увеличивается, а общее количество этих минералов уменьшается, что является фундаментальной особенностью эволюции кислых магм [Tsusue, 1973; Motoyoshi, 1981; Багда-саров, 1986; Sasaki et al., 2003; Tarassova, Tarassov, 2012]. Такое поведение Mn в магматических процессах скорее всего связано с тем, что по мере роста кремнекислотности его содержание в последовательно кристаллизующихся фазах нарастает, так как более крупный ион Mn2+ дольше остается в расплаве, а его соседи по группе железа уходят в твердую фазу быстрее [Юдович, Кетрис, 2012]. 2. Влияние снижения температуры на содержание Mn в твердом растворе ильменит-пирофанит обсуждается либо на уровне термодинамических построений, либо очевидных или (и) логических выводов о том, что поздние дифференциаты магматического расплава кристаллизуются при более низких температурах, чем породы более ранних фаз [Buddington, Lindsley, 1964; Neumann, 1974; Tarassova, Tarassov, 2012]. Было подмечено, что температура является основным фактором в распределении MnO между сосуществующими титаномагнетитом и ильменитом, так как отношение MnO в ильмените и титано-магнетите систематически возрастает от базитов через гранитоиды к гранитным пегматитам [Buddington, Lindsley, 1964]. Влияние температуры на состав ильменита выявлено в риолитах, где минерал образовался в пределах 750-650 °C, при этом более низкотемпературными являются ильмениты, обогащенные марганцем [Багдасаров, 1986]. Подобная зависимость была установлена и в рудоносных габброидах Южного Урала [Холодов и др., 2016]. Два вышеупомянутых процесса, безусловно, вносят вклад в обогащении Mn ильменитов поздних дериватах гранитоидных магм, однако, скорее всего, приводят лишь к формированию марганецсодержащих ильменитов (MnO до 10-15 мас. %), что установлено, например, для лейкогранитов умереннощелочного ряда Тамирского и Сарамского массивов Центрального Забайкалья (наши неопубликованные данные). 3. Причина обогащения Mn минералов ильменитовой группы в условиях высокого окисления заключается в более легком встраивании двухвалентного Mn по сравнению с трехвалентным Fe в структуру минерала, что приводит к преобладанию в нем пирофанитовой составляющей [Anderson, 1968; Czamanske, Mihalik, 1972; Tarassova, Tarassov, 2012]. Существует положительная корреляция между содержанием MnO и R2O3 (R - Fe3+, Al3+, Cr3+) в ильменит-пирофаните, которая рассматривается как подтверждение влияния фугитивности O2 на содержание Mn в минералах группы ильменита [Motoyo-shi, 1981; Tarassova, Tarassov, 2012]. О кристаллизации расплава в условиях высокой фугитивности кислорода свидетельствуют наличие в гранитоидах Хамнигадайского массива акцессорного низкотитанистого магнетита и приблизительные показатели кислородного потенциала (fO2 = 10-12 атм.), полученные для него с помощью программы ILMAT 1.20 [Lepage, 2003]. Дополнительным аргументом служит состав сосуществующего биотита, так как магнезиально-железистые слюды чутко реагируют на изменение физико-химических параметров гранитной системы. Известно, что гранитоиды магнетитового (окисленного) типа содержат высокомагнезиальный и низкоглиноземистый биотит с повышенным содержанием фтора [Путинцев, Григорьев, 1993]. Состав биотитов Хам-нигадайского массива полностью отвечает этим параметрам (рис. 5) как по глиноземистости (L = 13,3716,43) и железистости (f = 26,83-38,22), так и по содержанию фтора (F = 1,37-2,32 мас. %). Рис. 3. Характер выделений минералов ильменитовой группы в гранитоидах Хамнигадайского массива a, b - железистый пирофанит (Fe-Prph) из лейкогранитов центральной части: a - частичное замещение рутилом (Ru), b - разнообразие включений; c-e - пластинчатые и игольчатые вростки пирофанита-I (Prph) в магнетите; f, g - неправильные выделение пирофанита-II (Prph) в магнетите (Mt) из лейкогранитов краевой части; h, i - ассоциация магнетита, манганоильменита (Mn-Ilm), циркона (Zrn) и флюорита (Fl) в аплитах, иллюстрирующий тесный парагенезис этих минералов. Kfs - калиевый полевой шпат, Qtz - кварц, Pl - плагиоклаз, Ttn - титанит, Bt - биотит, Ap - апатит. Изображения в отраженных электронах Fig. 3. The nature of the ilmenite group minerals in the granitoids of the Khamnigadai massif a, b - ferroan pyrophanite (Fe-Prph) from leucogranites of the central part: a - partial replacement by rutile (Ru), b - variety of inclusions; c-e - lamellar and needle-like growths pyrophanite-I (Prph) in magnetite; f, g - incorrect segregation pyrophanite-II (Prph) associated with magnetite (Mt) from leucogranites of the marginal part; h, i - assemblages in aplites of magnetite, manganoilmenite (Mn-Ilm), zircon (Zrn) and fluorite (Fl), illustrating the close paragenesis of these minerals. Kfs - potash feldspar, Qtz - quartz, Pl - plagioclase, Ttn - titanite, Bt - biotite, Ap - apatite. Images in reflected electrons Рис. 4. Состав минералов группы ильменита в координатах FeTiO3-MnTiO3-Fe2O3, мол. % Условные обозначения: 1 - крупные зерна из лейкогранитов центральной части массива, 2 - небольшие выделения из лейко-гранитов краевой части; 3 - пластинчатые и игольчатые выделения в магнетите, 4 - из жильных аплитов Fig. 4. Composition of the ilmenite group minerals in FeTiO3-MnTiO3-Fe2O3 (mol. %) coordinates Explanation: 1 - large grains from the leucogranites of the central part of the massif, 2 - small secretions from the leucogranites of the marginal part; 3 - lamellar and needle-like secretions in magnetite, 4 - from vein aplites Добавим, что геохимическая типизация пород Хам-нигадайского массива (рис. 6) выявила их сходство с гранитоидами «окисленного» A-типа [Елбаев и др., 2020]. Последнее является отражением их минералогических особенностей, присутствием двух железотитанистых оксидных минералов - магнетита и ильменита. Этим они отличаются от гранитов, характерных для внутриплитной обстановки, принадлежащих к ильменитовой серии и относящихся к восстановленному A-типу, и по некоторым геохимическим аспектам близки гранитоидам I-типа, относящихся к магнетитовой серии, сформированные в окислительных условиях [Веялко, Верниковская, 2012; Гребенников, 2014]. По результатам исследователей, такая тенденция скорее всего вызвана тем, что формирование специфических пород - окисленных A-гранитов происходило из магм с существенным содержанием воды (> 4 мас. %) [Dall'Agnol, Oliveira, 2007]. 30 25 Высокоглиноземистые граниты S-muna 20 - Гаанитоиды !-типа _магнетитовой серии Гранитоиды 1-типа ' ильменитовой серии Рис. 5. Диаграмма составов биотитов гранитоидов Хамнигадайского массива в координатах «железистость» (f) и «глиноземистость» (L) Фигуративные поля по [Путинцев, Григорьев, 1993] Fig. 5. Biotite Composition of the Khamnigadai massif granitoids diagram with coordinates of iron (f) versus alumina (L) Representative fields [after Putintsev, Grigoriev, 1993] Известковощелочные граниты (I, S-типы) Известково-^^.^ щелочные "'х граниты (I, S-типы)) 13 16 19 22 СаО+А12О3 мае. % 12 14 16 18 20 А1?О3 мае. % О О) ? 0.8 * о ф о 0.5 О) / / / / / / / Цг Оф Граниты А-типа Окисленный А-тип 1 Восстановленый \\ X--*. А-тип ♦ ♦ Рис. 6. Петрохимические диаграммы [Dall'Agnol, Oliveira, 2007] CaO / (FeO* + MgO + TiO2) - (CaO + Al2O3) (a), FeO* / (FeO* + MgO) - Al2O3 (b) для лейкогранитов Хамнигадайского массива Fig. 6. Petrochemical diagrams [Dall'Agnol, Oliveira, 2007] CaO / (FeO* + MgO + TiO2) - (CaO + Al2O3) (a), FeO* / (FeO * + MgO) -Al2O3 (b) for the studied leucogranites Анализ полученных данных, таким образом, свидетельствует о том, что высокая активность кислорода в дифференцированном кремнекислом субщелочном расплаве способствовала обогащению ильменита Mn вплоть до появления железистых разностей пирофанита в лейкогранитах центральной части Хамнигадайского массива. При этом мобильные в субщелочной-щелочной среде Ti и Mn [Щербина и др., 1971] могли концентрироваться также и в магнетите. При понижении температуры в субсолидусных условиях произошел распад твердого раствора с образованием ламелей оксидов Fe-Ti-Mn и пластинчато-игольчатых выделений, по составу отвечающих пирофаниту. Высокая марганцовистость минералов ильменитовой группы именно в краевых лейкогранитах, по-видимому, является отражением эволюции флюидно-магматической системы и связана с преобразованием пород (альбитизация) под влиянием постмагматических щелочных флюидов. Более низкие содержания Mn в ильменитах жильных аплитов по сравнению с ильменитами лейко-гранитов можно объяснить тем, что Mn в процессе кристаллизации аплитов перераспределялся между сосуществующими ильменитом и колумбитом, которые характеризуются очень высокими содержаниями MnO (15,59-16,11 мас. %). Как известно [Ляхович, 1968], увеличение количества Fe-Ti-Mn акцессорных окислов, наблюдаемое в аплитах, в целом не характерно для поздних дериватов грани-тоидов, поэтому остается открытым вопрос о генетической связи жильных образований с вмещающими лейкогранитами. Выводы 1. В лейкогранитах Хамнигадайского массива установлены три генерации минералов ильменитовой группы, отличающиеся уровнем содержания MnO и элементов-примесей (Al, Nb) и, возможно, условиями и временем образования. Они представлены позднемагматическим железистым пирофанитом, пирофанитом как продуктом распада твердого раствора и постмагматическим (вторичным) пирофанитом. 2. Повышенная кремнекислотность, высокая фугитивность O2, а также повышенная щелочность на заключительных стадиях дифференциации гранитного расплава явились положительными факторами для концентрации Mn в минералах группы ильменита и, соответственно, для образования железистого пирофанита. 3. При субсолидусном распаде исходного твердого раствора низкотитанистого магнетита практически весь Ti и Mn переходят в ламели не идентифицированного Fe-Ti-Mn оксида и в пластинчатоигольчатые выделения пирофанита. 4. Причины появления в породах краевой части массива практически чистого пирофанита, развивающегося по магнетиту, скорее всего, связаны с поздним пневматолито-гидротермальным процессом альбитизации. 5. В жильных аплитах установлены манганоиль-менит и железистый пирофанит, характеризующиеся довольно высокими содержаниями Zn и Nb и пониженными - Mn. Выявлено существенное увеличение общего количества Fe-Ti-Mn оксидов в аплитах по сравнению с лейкогранитами, что скорее всего связано с поступлением дополнительных порций «остаточной» магмы на поздних стадиях формирования Хамнигадайского массива.

Скачать электронную версию публикации