Геохимия, 2020, T. 65, № 1, стр. 14-30

ВВЕДЕНИЕ

В данной работе рассматриваются различия между двумя типами высокодифференцированных топазсодержащих гранитов Салминского батолита в Питкярантском рудном районе: Li-сидерофиллитовыми и Li-F циннвальдитовыми гранитами, а также их структурно-морфологические, минералогические и геохимические особенности. Эти высокодифференцированные граниты уже исследовались ранее в литературе, но их сравнительного анализа не проводилось. Остаются неясными особенности их генезиса при формировании Салминского батолита, не описаны причины их различий и т.д.

В предшествующих публикациях других авторов к востоку от гнейсогранитового купола Люпикко кратко были описаны альбит-Li-сидерофиллитовые (Amelin et. al., 1997; Neymark et.al., 1994), топазсодержащие альбит-протолитионитовые (Beljaev, Stepanov, 1991; Larin, 1991) и топазсодержащие Li-F граниты (Ларин, 2011). Редкометальные Li-F граниты, расположенные по данным бурения под Уксинским гнейсогранитовым куполом, а также в виде даек и жил выходящие на поверхность, упоминаются в работах (Маракушев и др., 1991; Павлов, 1991; Граменицкий и др., 1998; Ларин, 2011). В работе (Граменицкий и др., 1998) сообщается, что слюда в этих гранитах по составу ближе к сидерофиллиту, а топаз, достигая 15 об. %, становится породообразующим минералом. В большинстве публикаций эти граниты объединяют вместе, например, под названием топазсодержащих альбит-протолитионитовых (Beljaev, Stepanov, 1991; Larin, 1991), лейкогранитов и Li-F гранитов (Иващенко и др., 2011; Иващенко, Голубев, 2015), аплитовидных альбитизированных и грейзенизированных гранитов (Хазов, 1973), аплитовидных биотит-мусковитовых альбитизированных и грейзенизированных гранитов (Беляев, Львов, 1981), средне- и мелкозернистых микроклин-альбитовых и альбитовых субщелочных гранитов с протолитионитом (Бескин и др., 1983), топазсодержащих Li-F гранитов (Ларин, 2011). Следует отметить, что разделение на различные типы этих высокодифференцированных топазсодержащих гранитов Салминского батолита ранее в научной литературе не приводилось.

Салминский батолит (Южная Карелия) относится к анортозит-рапакивигранитным комплексам (АРГК) пород, сформировавшимся на рубеже конца палеопротерозоя и начала мезопротерозоя на Восточно-Европейской платформе. Этот батолит локализован на стыке стабилизированного свекофенского орогена и Карельского кратона (рис. 1). Возраст батолита: 1547–1530 млн лет (Neymark et al., 1994; Amelin et al., 1997), его магматическая система оставалась активной на протяжении длительного времени. Установление генетических и временных связей пород, входящих в АРГК, является крайне актуальной задачей.

Рис. 1.

Схема расположения Салминского батолита на Восточно-Европейской платформе (из (Ларин, 2011), с упрощениями и дополнениями). 1 – породы Карельского кратона; 2 – область свекофенского орогенеза; 3 – каледониды; 4 – породы за пределами Восточноевропейской платформы; 5 – Салминский батолит и расположение Питкярантского рудного района.

Гранитоиды Салминского батолита относятся к внутриплитным гранитам A-типа (Ларин, 2011). В литературе существует множество делений кислых пород рассматриваемого батолита на различные типы по текстурно-структурным и петрохимическим особенностям (Trustedt, 1907; Sahama, 1945; Свириденко, 1968; Хазов, 1973; Никольская, 1975; Великославинский и др., 1978; Беляев, Львов, 1981; Бескин и др., 1983; Beljaev, Stepanov, 1991; Larin, 1991; Larin et al., 1991; Neymark et al., 1994; Amelin et al., 1997; Иващенко и др., 2011; Ларин, 2011; Иващенко, Голубев, 2015). Наша работа посвящена рассмотрению только высокодифференцированных гранитов, образующихся на конечных стадиях формирования Салминского батолита. Придерживаясь типизации работы (Ларин, 2011), выделено три основные группы кислых пород. К первой группе более ранних гранитоидов относятся биотит-амфиболовые (Bt-Amp) граниты, часто с типичной структурой рапакиви, а также фаялитсодержащие граниты и кварцевые сиениты. Вторая группа включает биотитовые (Bt), как правило, равномерно-зернистые граниты. К третьей группе отнесены собственно высокодифференцированные топазсодержащие граниты. То есть выделенные группы представляют собой генетически связанные фазы кислых пород в пределах одного анортозит-рапакивигранитного комплекса.

В Салминском батолите доминируют граниты первой группы, характеризующиеся гетерогенностью по составу и структуре. Граниты второй группы отличаются существенно большей гомогенностью и в целом меньшим размером зерен, в них отмечается наличие миароловых полостей. Граниты третьей группы весьма разнообразны по текстурно-структурным особенностям: выделяются как массивные средне-равномернозернистые разновидности, так и дайковые тела с мелкозернистой до аплитовой структурой или с чередованием различных слоев, в апикальных частях тел нередки пегматоидные образования (штокшайдеры). В этих гранитах отмечается петрохимическая неоднородность в виде расслоенности: выделяются слои, обогащенные K или Na полевыми шпатами; слои, обогащённые или обедненные слюдой и т.п. (Граменицкий и др., 1998; Маракушев и др., 1991). Причем петрохимическая неоднородность характерна как для крупных тел по данным бурения (Павлов, 1991), так и для небольших даек мощностью в первые десятки см.

Основные минералы гранитов третьей группы: альбит, кварц, микроклин, слюды сидерофиллит-циннвальдитового ряда и топаз, среди акцессорных минералов преобладают флюорит, гематит, колумбит, ильменит и циркон (Beljaev, Stepanov, 1991). В Питкярантском рудном районе с невскрытыми эрозией выступами кровли Li-F гранитов (Павлов, 1991) нередко встречаются проявления Ta-Nb минерализации и скарны с Be-Fe-Sn-полиметаллическим оруденением, сформировавшиеся по данным А.М. Ларина (2011) на магматической стадии.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Во время проведения полевых работ в Питкярантском рудном районе нами были опробованы различные разновидности кислых пород: граниты первой, второй групп (карьеры Муставаара, Репомяки и др.) и высокодифференцированные граниты третьей группы в пределах гнейсогранитных куполов Уксинского и Люпикко (район Хопунваара, Хепооя, щебеночный карьер), а также вмещающие гранитогнейсы (рис. 2). Дайки в районе Уксинского купола, имеющие текстурно-структурные и петрохимические неоднородности, для отбора представительных проб опробовались нами вкрест их простирания при помощи алмазной дисковой пилы.

Рис. 2.

Карта-схема Питкярантского рудного района по (Иващенко, Голубев, 2015 и Ларин, 2011) с учетом наших материалов и нанесенными точками отбора проб: 1 – гнейсограниты куполов (Ar₂-Pr₁); 2 – сортавальская серия: амфиболиты, амфиболовые, графитистые и графитсодержащие сланцы, доломитовые и аподоломитовые кальцитовые мраморы и скарны по ним; 3 – ладожская серия: биотит-кварцевые, кварц-полевошпат-биотитовые, местами амфибол- и графитсодержащие сланцы с прослоями роговиков и скарноидов; 4 – Bt-Amp граниты (граниты рапакиви): а – риолит-порфиры, б – крупнокристаллические разности; 5 – Bt граниты; 6 – участки, в пределах которых развиты выходы высокодифференцированных топазсодержащих гранитов: Li-F-Znw и Li-Sdph; 7 – скарны, грейзенизированные скарны и низкотемпературные метасоматиты по ним с Fe-Cu-Zn-Sn оруденением и редкометальной минерализацией; 8 – жилые постройки: Питкяранта и Ууксу; 9 – карьеры: а – Репомяки, б – Муставаара (не в масштабе), в – щебеночный карьер, г – обнажения в бортах автодорог; 10 – автомобильные дороги; 11 – железная дорога; 12 – просека ЛЭП; 13 – места отбора проб (образцов) и их номера.

Отобранные пробы были проанализированы на породообразующие элементы (Na, Mg, Al, Si, K, Ca, Ti, Mn, Fe, P, F, S), и некоторые микроэлементы (Cr, V, Ni, Cu, Zn, Rb, Sr, Zr, Ba, U, Th, Y, Nb, Pb, As, Mo, Cd, Sn, Bi, In, W) методом XRF (ИГЕМ РАН), а также на микроэлементы (Li, Be, Sc, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, Ga, As, Se, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Mo, Rh, Pd, Ag, Cd, In, Sn, Sb, Te, Cs, Ba, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Hf, Ta, W, Re, Ir, Pt, Au, Hg, Tl, Pb, Bi, Th, U), частично породообразующие (Na, Mg, Al, K, Ca, Ti, Mn, Fe, P, S) методами ICP-MS и ICP-AES (ИПТМ РАН, по методике (Карандашев и др., 2016), и небольшая часть во ФГУП ИМГРЭ). Результаты представлены в таблицах 1–3.

Исследование минералов из рассматриваемых пород проводилось при помощи методов оптической микроскопии и локальных методов анализа: рентгеноспектральной микроскопии (ИЭМ РАН, МГУ), LA-ICP-MS (ФГУП ИМГРЭ, ИГЕМ РАН, ГЕОХИ РАН) и SIMS (ЯФ ФТИАН РАН).

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

В результате проведенных исследований среди высокодифференцированных гранитов третьей группы нами выделены две морфопетрохимические разновидности пород: Li-сидерофиллитовые топазсодержащие граниты (Li-Sdph) (локализованы в районе гнейсогранитного купола Люпикко) и Li-F топаз-циннвальдитовые граниты (Li-F-Znw) (локализованы в районе Уксинского купола). Высокую степень дифференциации данных гранитов подтверждает присутствие в них первичного топаза, Li-слюд магматического генезиса и наличие весьма значимого тетрад-эффекта (TE_1,3,4 до 1.44–1.49, табл. 2, 3) в распределении редкоземельных элементов. Различия между этими разновидностями гранитов заключаются в особенностях морфологии тел гранитов, разных типах содержащихся слюд, количестве топаза и геохимии редких элементов (табл. 2, 3).

По минералогии Li-Sdph граниты отличаются от Li-F-Znw присутствием крупных пластинчатых кристаллов слюды (Li-сидерофиллит) до 0.5–3 см длиной, которые резко выделяются на фоне мелкозернистой основной массы породы (рис. 3а, в). В Li-F-Znw гранитах слюда циннвальдит, как правило, заполняет интерстиции между зернами других минералов, образуя изометричные пластинчатые кристаллы до 0.1 см в поперечнике (рис. 3б, г).

Рис. 3.

Схематические зарисовки образцов Li-Sdph гранита ((а) – аншлиф, (в) – шлиф) и Li-F-Znw гранита ((б) – аншлиф, (г) – шлиф).

Li-сидерофиллит может содержать до 440 ppm Ta, в то время как в циннвальдите содержание Ta менее 120 ppm. Содержание Nb в Li-сидерофиллите достигает 750–820 ppm, а в циннвальдите его содержание не более 140 (локальный метод LA-ICP-MS, ГЕОХИ, Li-сидерофиллиты – 17 анализов, циннвальдиты – 12 анализов). При этом, в среднем, общее содержание Ta в Li-F-Znw гранитах выше, чем в Li-Sdph гранитах (44.7 и 14.7 ppm, соответственно), так как тантал в Li-F-Znw гранитах, главным образом, концентрируется в колумбите.

Вторым важным минералогическим отличительным признаком является количество топаза в породе. Так в Li-F-Znw гранитах оно часто превышает 5 об. %, то есть топаз является породообразующим минералом, в то время как в Li-Sdph гранитах его количество намного меньше. Также в топазах из Li-F-Znw гранитов обычно наблюдается множество минеральных включений игловидных кристаллов колумбита, видимых невооруженным глазом.

Согласно классификационной диаграмме в координатах SiO₂–(Na₂O + K₂O) исследованные породы преимущественно попадают в поля субщелочных гранитов и аляскитов (рис. 4) (Глебовицкий, 1995). Формирование характерных для гранитов первой группы полевошпатовых овоидов, как наиболее глубинных образований, началось на больших глубинах при P = 450–600 МПа (Shebanov et al., 1996). При подъеме магмы до уровня кристаллизации гранитных пород батолита при P = 100–200 МПа по данным (Poutiainen, Scherbakova, 1998; Руб и др., 1986) происходило частичное плавление этих овоидов с увеличением доли расплава (Eklund, Shebanov, 1999; Беляев, 2017). Заключительная кристаллизация гранитов первой группы при P = 100–200 МПа происходила при повышенном ${{P}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ и пониженном ${{P}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ (Sviridenko, 1994).

Рис. 4.

Классификационная диаграмма пород в координатах SiO₂ – (Na₂O + K₂O). 1 – Bt-Amp граниты (граниты рапакиви), 2 – Bt граниты, 3 – Li-Sdph топазсодержащие граниты, 4 – Li-F-Znw топазсодержащие граниты, 5 – массивные Li-F граниты Уксинского купола обр. 403-13 по (Ларин, 2011), 6 – вмещающие гнейсограниты Питкярантского купола.

На диаграмме Q-Ab-Or (рис. 5а) показана общая тенденция эволюции состава исследованных гранитов в сторону Ab угла и более низких температур с повышением содержания F в остаточном расплаве. Хорошо выражена последовательность: Bt-Amp → Bt → Li-Sdph граниты. В отличие от них Li-F-Znw граниты выпадают из о-бщего тренда и показывают значительный разброс составов, который возможно связан с появлением жидкостной фторидной несмесимости при их формировании (Veksler et al., 2005; Граменицкий, Щекина, 2005; Перетяжко, Савина, 2010). Аналогично ведут себя и Li-F граниты из Орловского и Этыкинского танталовых месторождений Восточного Забайкалья (Zaraisky et al., 2008).

Рис. 5.

Нормативные Q-Ab-Or составы гранитов Салминского батолита, рассчитанные методом CIPW. (а) – смещение котектического минимума в гаплогранитной cистеме в зависимости от содержания F в расплаве при P = 100 МПа при насыщении водой по данным (Manning, 1981), стрелкой показано смещение эвтектики. Температуры эвтектик: 0 мас. % F – 730°C, 1 мас. % F – 690°C, 2 мас. % F – 670°C, 4 мас. % F – 630°C. (б) – изменение положения эвтектической точки в модельном гаплогранитном расплаве в зависимости от активности воды в смеси H₂O–CO₂ при P = 100–1000 МПа по (Ebadi, Johannes, 1991). 1 – ${{{\text{a}}}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ = 1.0, 2 – ${{{\text{a}}}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ = 0.5, 3 – ${{{\text{a}}}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ = 0.3. Соотношения Fe₂O₃/FeO и содержания H₂O оценены по (Ларин, 2011). Остальные условные обозначения см. рис. 4.

Диаграмма Q-Ab-Or (рис. 5б) демонстрирует смещение точки эвтектики в модельном гаплогранитном расплаве в зависимости от активности H₂O и CO₂ в системе по экспериментальным данным при Р = 100–1000 МПа (Ebadi, Johannes, 1991). Граниты первой группы образовывались в условиях низкого ${{{\text{P}}}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ (обогащены Or), а в ходе дальнейшей эволюции магмы в гранитах второй и третьей групп происходило накопление F и H₂O (и обогащение Ab). Таким образом, более калиевый состав ранних гранитов, возможно, связан не столько с составом протолита, сколько с режимом летучих.

Сравнительный анализ спектров REE (рис. 6) показал: что спектры ранних гранитов I группы сходны по своей форме со спектрами гранитогнейсов, но концентрации REE в них почти на порядок выше по сравнению с гранитогнейсами. Для всех гранитов характерна негативная Eu аномалия, по-видимому, обусловленная кристаллизацией полевых шпатов, которая углубляется по мере возрастания степени кристаллизационной дифференциации. Наименьшие концентрации Eu характерны для Li-Sdph гранитов. С ростом степени дифференциации гранитов происходит их обеднение по LREE и Gd, и обогащение Li-Sdph и Bt гранитов относительно Bt-Amp гранитов по содержаниям HREE, особенно с Er по Lu. Общая тенденция увеличения содержаний HREE с возрастанием степени дифференциации может быть связана с фракционированием полевых шпатов в процессе дифференциации, а также с привносом HREE в систему. В целом спектры Li-Sdph и Bt гранитов довольно близкие, исключая различия по Eu, что вероятно подтверждает их генетическую близость. В то время как Li-F-Znw граниты заметно обеднены всеми REE относительно Li-Sdph гранитов, исключая двухкратное обогащение по Eu. Приведенный нами характерный спектр REE для Li-F-Znw гранитов из дайки практически идентичен приведенному спектру массивных Li-F гранитов с глубины более 300 м под Уксинским куполом (скважина 403-13) по данным А.М. Ларина (2011), а также спектрам REE для фанерозойских Li-F гранитов и онгонитов по данным (Коваленко и др., 1983).

Рис. 6.

Характерные, нормированные к содержаниям в хондритах по (Anders, Grevesse, 1989) спектры REE исследованных гранитов Салминского батолита. Условные обозначения см. рис. 4. Приведено по одному спектру (табл. 1–3) для каждого рассмотренного типа. Обр. 403-13 из (Ларин, 2011).

В высокодифференцированных как Li-сидерофиллитовых, так и Li-F циннвальдитовых гранитах отмечается весьма значимый тетрад-эффект. Тетрад-эффект – это периодическое изменение свойств REE, обусловленное образованием комплексных соединений в водной среде. Константы устойчивости комплексных соединений в зависимости от атомного номера REE изменяются не плавно, а периодически. В природных объектах тетрад-эффект наблюдается как нарушение плавной формы нормированного спектра REE, выраженное в его разделении на четыре части (тетрады): La-Nd, Sm-Gd, Gd-Ho и Er-Lu. В каждой тетраде в нормированном спектре образуется отдельный изгиб. Вогнутые изгибы соответствуют тетрад-эффекту W-типа, выпуклые – М-типа (Masuda et al., 1987; Irber, 1999; Ясныгина, Рассказов, 2008). В высокодифференцированных гранитах Салминского батолита отмечается тетрад-эффект М-типа, наиболее хорошо проявленный для 3 и 4 тетрад. С учетом аналитической погрешности метода ICP-MS, тетрад-эффект принимается значимым, если ТЕ > 1.1 (М-тип), наиболее корректные оценки дает совместное использование в расчетах первой, третьей и четвертой тетрад (ТЕ_1,3,4) (Irber, 1999; Ясныгина, Рассказов, 2008). Величины суммарного тетрад-эффекта для 1, 3 и 4 тетрад (ТЕ_1,3,4), оцененные по (Irber, 1999) приведены в табл. 1–3, для высокодифференцированных гранитов их значения составили 1.13–1.49.

На диаграмме зависимости содержаний Ba от Sr в кислых породах Салминского батолита (рис. 7) хорошо выражен общий тренд эволюции исследованных гранитов: Bt-Amp → Bt → Li-Sdph граниты. В то же время Li-F-Znw граниты выпадают из общего тренда и показывают значительный разброс значений. В соответствии с геохимическими данными Li-Sdph граниты отличаются от Li-F-Znw существенно меньшими содержаниями таких элементов-показателей степени дифференциации как Ba, Sr и Eu, а также большим количеством HREE и максимальным значением K/Ba отношения (табл. 2–3), что предполагает различные условия образования этих двух типов пород.

Рис. 7.

Зависимость содержания Ba от содержания Sr в кислых породах Салминского батолита. Условные обозначения см. рис. 4.

Средние Y/Ho отношения (27–30) для всех гранитов практически совпадают с Y/Ho отношением в хондритах (≈29) и только для Li-F-Znw гранитов оно уменьшается вдвое (≈15.5) (табл. 1–3), что, вероятно, свидетельствует об участии фторидных расплавов при образовании этих обогащенных фтором гранитов (Veksler et al., 2005; Перетяжко, Савина, 2010; Граменицкий, Щекина, 2005), т. к. Y распределяется преимущественно во фторидный расплав, по сравнению с силикатным. В качестве доказательства этой гипотезы могут выступать неоднократные находки методом локального рентгеноспектрального анализа флюоритовых обособлений в Li-F-Znw гранитах, которые содержат до 0.6–0.65 мас. % иттрия, подобные находки были сделаны также в онгонитах Ары-Булака (Перетяжко, Савина, 2010а).

Li-F-Znw граниты имеют максимальные среди всех рассматриваемых гранитов содержания Rb, Li, F, Ta и минимальные содержания Zr, Y и REE, а также минимальные значения таких индикаторов кристаллизационной дифференциации как Zr/Hf, K/Rb, Nb/Ta, La/Nb и La/Ta (табл. 3). Обогащение Li-F-Znw гранитов фтором и литием может быть связано с их накоплением в остаточном расплаве в результате кристаллизационной дифференециации. Также, обогащение фтором может быть связано с его активным привносом, вероятно, из более глубинного, в том числе мантийного (Sharkov, 2010; Ларин, 2011), источника.

Геохимические особенности всех рассматриваемых гранитов хорошо иллюстрирует диаграмма в координатах Zr/Hf–Nb/Ta (рис. 8), на которой четко разделены Bt-Amp, Bt, Li-Sdph и Li-F-Znw граниты. Две последние разновидности образуют как бы сближенный единый тренд, что, по-видимому, показывает важную роль процессов кристаллизационной дифференциации расплава при их образовании. При этом Li-F-Znw граниты являются продуктом наиболее глубокой дифференциации.

Рис. 8.

Зависимость Nb/Ta отношения в кислых породах Салминского батолита от Zr/Hf. отношения. Условные обозначения см. рис. 4.

Li-F граниты являются наиболее глиноземистыми (мол. A/CNK = 1.19) и наименее калиевыми (мол. K/N = 0.55) и щелочными (мол. NK/A = 0.80) (табл. 1–3). Отрицательные аномалии Ba, Sr и Eu свидетельствуют о значительном фракционировании полевых шпатов и амфибола (или Fe-Ti оксидов) в расплавах поздних гранитов. Обеднение LREE и Zr от ранних к поздним гранитам обусловлено, скорее всего, кристаллизацией и отсадкой алланита и циркона (Ларин, 2011).

На рис. 9 показан тренд кристаллизационной дифференциации гранитов Салминского батолита (A-тип). С увеличением степени кристаллизационной дифференциации наблюдается четкое разделение исследованных гранитов на группы по величине Zr/Hf отношения. При этом содержание SiO₂ в породе вначале возрастает, а затем резко уменьшается. Zr/Hf отношение в массивных Li-F гранитах с глубины свыше 300 м. (образец 403-13) в два с лишним раза выше (Ларин, 2011), чем в исследованных нами Li-F гранитах из приповерхностного дайкового комплекса. По Zr/Hf отношению Li-Sdph граниты занимают промежуточное положение между ними. Сравнение с данными (Zaraisky et al., 2008) по кристаллизации посторогенных известково-щелочных гранитов (S-тип), показывает идентичность трендов эволюции существенно различных типов гранитного магматизма. И хотя в гранитах Салминского батолита пока что найдены только Ta-Nb рудопроявления (Ларин, 2011; Павлов, 1991) и минимальное Zr/Hf отношение не опускается здесь ниже 5, а в танталовых месторождениях Восточного Забайкалья Zr/Hf отношение варьирует в диапазоне 2–5, можно высказать предположение об общей направленности продолжительной эволюции состава гранитной магмы, вне зависимости от ее исходного типа и режима летучих на ранних стадиях.

Рис 9.

Граниты Салминского батолита на классификационно-прогнозной диаграмме Zr/Hf–SiO₂. Затемненная область – составы дифференцированных гранитоидов Кукульбейского редкометального и Шахтаминского комплексов Восточного Забайкалья по (Zaraisky et al., 2008). Условные обозначения см. рис. 4.

Одним из важных индикаторов содержания летучих при образовании пород, служат минералы с анионным изоморфизмом, например, слюды. Так содержание F по данным рентгеноспектрального микроанализа в Li-сидерофиллитах и циннвальдитах составило: 2.8 и 5.8 мас. %, а отношение F/Cl: 20.3 и 541.4 (Li-сидерофиллиты –15 анализов, циннвальдиты –10 анализов).

Содержание фтора в породе часто не соответствует его концентрации в исходной магме, так как F мог быть вынесен в результате дегазации, или привнесен в результате постмагматических процессов. При помощи экспериментально обоснованных геофториметров (Аксюк, 2002) была оценена вероятная концентрация F в высокотемпературном магматическом флюиде, равновесном с расплавами Li–F и биотитовых гранитов при образовании слюд. Метод основан на фазовом равновесии минерал-флюид и учитывает состав слюд и Р-Т условия кристаллизации. Составы слюд определялись методом локального рентгеноспектрального анализа, а содержания Li и микроэлементов в слюдах методом LA-ICP-MS и SIMS. По геологическим данным, слюды образовывались на заключительных этапах кристаллизации, и температура их образования находилась вблизи линии солидуса. Установлено, что при образовании Li-F-Znw гранитов флюид содержал ~0.24–0.34 моль/дм³ HF (T = 570–640°C, P = 200 МПа, см. ниже наши данные), а при образовании биотитовых гранитов II группы содержание HF во флюиде составляло ~0.02–0.047 моль/дм³ (T = = 830°C, P = 200 МПа, Р-Т условия по (Ларин, 2011)). По данным Г.П. Зарайского с соавторами (Zaraisky et al., 2008) содержания F во флюидах при образовании танталовых Орловского и Этыкинского месторождений Восточного Забайкалья были выше и составляли 0.43 и 0.73 моль/дм³ HF, соответственно (T ≈ 700°C, P = 100 МПа).

Нами экспериментально оценены условия образования высокодифференцированных Li-F-Znw гранитов по методике (Weidner, Martin, 1987). Они также являются наиболее низкотемпературными, так как содержат значительные количества H₂O, F, Li и других компонентов, которые понижают температуру плавления расплава и на несколько порядков его вязкость (Reyf et al., 2000). В экспериментах по плавлению порошка Уксинского Li-F-Znw гранита из дайкового комплекса (обр. Sal4) в водонасыщенных и “сухих” (~0.6 мас. % за счет ОН-содержащих минералов) условиях при P = 200 МПа на установке УВГД-10000 были определены температуры водонасыщенного и “сухого” солидуса этих гранитов, которые составили 570 и 640°С, соответственно. Эти результаты близки с оценкой (Poutiainen, Scherbakova, 1998) T_sol = 640–680°C при P_min = 200 МПа по данным анализа расплавных включений (керн, глубина 265 м) из массивных Li-F гранитов, залегающих под Уксинским куполом.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Таким образом, среди высокодифференцированных гранитов Салминского батолита в Питкярантском рудном районе следует выделять два типа: Li-сидерофиллитовые топазсодержащие и Li-F топаз-циннвальдитовые граниты, которые различаются по своим морфологическим, минералогическим и геохимическим особенностям. Показано, что Li-сидерофиллитовые граниты четко укладываются в общий тренд эволюции гранитов Салминского батолита, а генезис Li-F циннвальдитовых гранитов, по-видимому, связан не только с процессами кристаллизационной дифференциацией расплава, но и с активным привносом компонентов, в первую очередь F и Li, вероятно, из более глубинного, в том числе мантийного (Sharkov, 2010; Ларин, 2011), источника.

Авторы благодарны М.O. Аносовой, Н.В. Васильеву, В.К. Карандашеву, Е.A. Минервиной, А.Н. Некрасову, А.И. Якушеву и В.О. Япаскурту за выполненные прецизионные анализы, Статья значительно изменилась и улучшилась благодаря замечаниям рецензентов В.С. Антипина, Т.И. Щекиной, а также О.А. Луканина.

Работа финансово поддержана РФФИ гранты № 18-05-01101A; 18-05-01001А, 15-05-03393А.